/
Текст
H U. Кригер
ЕГО СВОЙСТВА
И СВЯЗЬ
С ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ
СРЕДОЙ
АКАДЕ МИ Я НАУК С С С Р. •
Комиссия по изучению четвертичного периода
Н. И. Кригер
ЛЁСС,
ЕГО СВОЙСТВА
и. связь
С ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ
СРЕДОЙ
К VII Конгрессу INQUA
(США, 1965)
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА». Москва, 1965
ВВЕДЕНИЕ
Так называемая «проблема лёсса» (учение о происхождении
лёсса и его свойств) имеет давнюю историю, как далеко не каждая гео-
логическая проблема. Литература по лёссу огромна, опубликована в раз-
ных странах на разных языках и часто мало доступна. По вопросу об
этой, как выразился один исследователь (Howorth, 1882), «парадоксаль-
ной» породе давно идут напряженные споры, причем по мере развития
геологических и других знаний подход к решению вопросов меняется,
а активность споров не снижается. Едва ли можно сейчас высказать
какое-либо мнение о происхождении лёсса, не приобретая этим себе
многочисленных идейных противников. Лёссовая проблема приобрела
большое научное и практическое значение. Лёсс изучают геологи-четвер-
тичникн, геоморфологи, инженеры-геологи, петрографы и минералоги,
почвоведы, агрономы, палеонтологи и т. д.
До сих пор среди исследователей нет согласия по многим основным
вопросам лёссовой проблемы. Однороден ли лёсс, имеет ли он в разных
случаях одинаковый или различный генезис и какой именно, образуется
ли лёсс при пыльных бурях или пыль возникает от раздувания лёсса,
имеет ли лёссовый материал местное (энтопическое) или дальнее (экзо-
тическое) происхождение, образуется ли лёсс в теплом или холодном
климате, какова причина просадочности лёсса —эти и многие другие
«лёссовые» вопросы до сих пор в литературе оживленно дискутируются.
Перечисленные обстоятельства показывают трудности, которые вста-
ют перед исследователем лёсса. Исследования автора, начатые в 1949 г.,
охватили ряд пунктов в Средней Азии (участки хребтов: Джунгарский
Алатау, Киргизский, Южноказахстанский Каратау, Чаткальский, Кура-
минский, Пскемский, Угамский; участки долин рек: Чу, Арысь, Чирчик,
Ангрен, Сыр-Дарья), в Рудном Алтае, на Русской равнине (Рязанская
обл., Белоруссия, побережье Днестра и другие районы). Однако было бы
неправильным пытаться решить проблему лёсса, ограничившись исследо-
ваниями на сравнительно небольшой территории. Это обстоятельство за-
ставило автора рассмотреть состояние проблемы- в глобальном аспекте,
используя литературные данные. Автор ни в какой мере не стремился
дать исчерпывающую библиографию по проблеме лёсса, но, кажется,
прилагаемый список использованной литературы по некоторым «лёссо-
вым» вопросам может представлять интерес для исследователей, как ра-
бочая библиография. В этот список включено также небольшое количе-
ство наиболее важных литературных источников, оставшихся автору не-
доступными, не обнаруженных (и, может быть, отсутствующих) в мос-
ковских библиотеках. В подобных случаях в списке литературы указано,
где цитируется эта работа. Довольно подробные, но уже устаревшие
библиографии можно найти в работах других авторов (Тутковский, 1899;
Free, 1910; Scheidig, 1934; Берг, 1947).
О содержании предлагаемой вниманию читателя книги требуется ска-
зать следующее. Автор рассматривает состав лёсса, его свойства, отно-
шение к лёссовидным породам и связь с географической средой. Одной
из причин споров по проблеме лёсса, по мнению автора, является отсут-
5
ствие общепринятой терминологии. Поэтому большое внимание уделено
определению понятия «типичный лёсс». Справедливо отмечают (Елисе-
ев, 1963), что при расширении понятия «лёсс», когда стирается граница
между лёссом и лёссовидными породами, проблема лёсса не решается,
а уничтожается. Ввиду обилия гипотез о происхождении лёсса не было
никакой возможности подробно рассмотреть каждую из них, с приведе-
нием аргументации «за» и «против». Думается, что по мере изложения
фактического материала о вещественном составе и свойствах лёсса мно-
гие из этих гипотез отпадут автоматически. Автор сделал попытку соста-
вить историю проблемы лёсса и предложил классификацию существую-
щих гипотез и теорий.
Как субаэральное образование, лёсс несет на себе следы работы раз-
личных геологических сил, среди которых ветер, склоновые процессы и
сингенетическое почвообразование играют основную роль. Автор думает,
что в настоящее время не так важно учесть удельный вес каждого из
перечисленных факторов, как важно восстановить палеогеографического
обстановку образования лёссовых слоев и выявить влияние древней и
современной географической среды на свойства лёсса (Кригер, 1962).
Успехи современного грунтоведения позволяют показать, что лёсс, подоб-
но живому организму, приспосабливается к современной географической
среде и меняет свои свойства при изменении этой среды. Однако измене-
ния в характере лёсса невелики (при больших изменениях порода пере-
стает быть лёссом). По этой причине очень важно точное количественное
изучение лёсса методами грунтоведения. Получаемый большой фактиче-
ский материал позволил исследователям применить методы матема-
тической статистики при обработке количественных характеристик лёсса
(Кригер и Емельянова, 1953; Макарочкин и др., 1959; Балаев, 1960, 1961;
Ловыгин, 1961). Увязка количественных характеристик лёсса со страти-
графией привела к понятиям о микростратиграфии ( Guenther, 1953, 1961;
Brunacker, 1957) и инженерной стратиграфии (Кригер, 1960) лёсса. Эти
новейшие течения в изучении лёсса нашли отражение в данной работе.
Если еще учесть блестящие идеи Н. Я. Денисова (1953) о происхож-
дении просадочных свойств лёсса, то надо признать, что современное
грунтоведение дает интересный материал для понимания проблемы лёсса.
Однако на пути проникновения грунтоведения в область проблемы
лёсса встретились и трудности, которых автор постарался избежать в
дайной работе. Некоторые исследователи отошли от понимания лёсса как
горной породы, занявшись абстрактным изучением лёссовых образцов
или изучением «макропористых грунтов» как механических систем, спо-
собных сжиматься под давлением. Эти работы, если они не связаны с
исследованиями конкретных условий стратиграфии и географической
среды существования лёсса, могут приводить к серьезным научным
ошибкам и инженерным просчетам. Некоторые из возникающих при
этом вопросов будут рассмотрены ниже.
Собственные исследования автора относятся к проблемам четвертич-
ной геологии, геоморфологии, грунтоведения и инженерной геологии.
Можно высказать сожаление, что в данной работе отсутствует новый
фактический материал по минералогии и палеонтологии лёсса, посколь-
ку одному исследователю трудно овладеть всеми существующими ме-
тодами изучения лёсса.
Стремясь сократить объем работы, автор часто шел по пути сжато-
го изложения; по этой же причине пришлось табличный материал в боль-
шинстве случаев заменить графиками.
Данная работа не охватывает всего круга вопросов, изучавшихся
автором. В другой работе будут рассмотрены просадОчность лёсса, гео-
морфология лёссовых районов, пустынная дефляция, пылеобразование
и стратиграфия лёсса.
Глава I
ТЕРМИНОЛОГИЯ И ОПРЕДЕЛЕНИЯ
НЕОБХОДИМОСТЬ УТОЧНЕНИЯ ТЕРМИНОЛОГИИ
И ОПРЕДЕЛЕНИИ
Определение понятия «лёсс» имеет большое научное и прак-
тическое значение ввиду огромного распространения этой породы, ее
важности для понимания геологии четвертичных отложений, загадочно-
сти происхождения и специфичности инженерно-геологических свойств.
Поэтому сейчас весьма важно договориться о наиболее целесообраз-
ной, удобной для большинства исследователей лёсса терминологии. Я по-
лагаю, что этот вопрос следует включить в повестку дня работы Между-
народного геологического конгресса. Однако большое значение имёет
и предварительное обсуждение вопроса.
До сих пор различные исследователи в понятие «лёсс» вкладывают
неодинаковое содержание. Поскольку они не всегда дают достаточно
подробную комплексную характеристику морфологии, литологии, физи-
ко-механических свойств и условий залегания этой породы, нередко воз-
никают затруднения при сопоставлении различных точек зрения. Легко
привести примеры различного понимания лёсса в литературе. Например,
Л. С. Берг (1947), автор почвенной теории происхождения лёсса, указы-
вает на неоднородность гранулометрического состава различных лёссов.
При этих условиях критика Л. С. Бергом эоловой теорйи происхождения
лёсса иногда кажется бьющей мимо цели, поскольку золисты (сторонни-
ки эоловой теории происхождения лёсса) почти всегда; отмечают одно-
родный механический состав «типичных» лёссов. В других случаях неко-
торые исследователи посвящают длинную вереницу работ вопросу проис-
хождения лёсса, не считая необходимым привести определение терми-
нологии изучаемой ими породы.
Отсутствие единого определения понятия «лёсс» приводит нередко
к невозможности точного понимания точек зрения некоторых авторов и
является одной из причин давно возникшей полемики о происхождении
этой породы.
А. Шейдиг (Scheidig,. 1934) удивлен; существованием (по принятым
им подсчетам Дрюифа) 20 гипотез происхождения лёсса, а между тем
геологи, почвоведы, грунтоведы и строители до сих пор не приняли еди-
ного определения этой породы.
Даже краткое перечисление названий показывает, сколь разнообраз-
на терминология лёсса и сходных с ним пород.
В южной полосе Европейской части СССР лёсс давно известен под
названием «белоглазки» из-за нахождения в нем белых известковых сро-
стков (Барбот де-Марни,. 1867, 1869). В старой литературе правописание
термина «лёсс» было в виде «лэсъ» (Эйхвальд, 1846) или «лесъ» (Бар-
бот де-Марни, Карпинский, 1873). За последние годы в строительной и
инженерно-геологической литературе лёсс иногда описывался под назва-
нием «макропористого грунта».
;7
Более разнообразна терминология лёссовидных пород, которые в ли-
тературе также часто называют «лёссом». Некоторые ИЗ' этих «лёссов»
в действительности имеют мало общего с породой, которую обычно счи-
тают за настоящий лёсс. Следует отметить термины «слоистый лёсс»,
«озерный лёсс», «вторичный лёсс», «карбонатный лёсс», «кротовинный
лёсс», «гумусовый лёсс», «выщелоченный лёсс», «оглеенный лёсс», «ка-
менный лёсс», «шох» и т. д.
На немецком языке (в немецкой, венгерской и другой литературе),
кроме настоящего лёсса (echte LoB), различают также «лёсс» первичный
и вторичный (Primarlofi, Sekundarlofi), озерный, болотный, пойменный
и намытый (SeeloB, Sumpflofl, Inundationslofi, Schwemmlofi), пещерный
(HohlenloB) и т. д. Наряду с этим, по условиям залегания на немецком
языке различают лёсс покровный, плато, склонов, террас (DeckenloB,
PlateauloB, GehangeloB, TerrassenloB), лёсс наветренный и подветрен-
ный (LuvloB, LeeloB) и т. д. Эти породы далеко не всегда можно рассмат-
ривать как идентичные даже с узко петрографической точки зрения. По-
добно лёссовидным суглинкам русских геологов, на немецком языке
выделяется, кроме Toro/l.oBlehm.
В английскую литературу термин лёсс (Loess) был введен Ч. Ляй-
эллем (Lyell, 1834). На английском языке описывается по происхожде-
нию лёсс настоящий, аллювиальный, пойменный, озерный и морской
(true-, river-, fludplain-, lake-, marine-loess), по петрографическому ха-
рактеру различают лёссовидный суглинок, неизвестковистый лёсс, слои-
стый лёсс (loess-loam, noncalcareus- and stratified-loess) и пр. Лёссовид-
ные суглинки в некоторых пустынных районах США обозначают тер-
мином «адоби» (adobe). Кроме того, для обозначения лёссовидных от-
ложений на английском языке широко используется термин силт (silt),
обозначающий породу с большим содержанием фракции 0,01—0,05 мм.
На французском языке описание лёсса и лёссовидных пород иногда
встречается под названием суглинка (limon) или кирпичной глины (terre
a briques), а также — желтозема (fauvet) . В старой бельгийской литера-
туре использовали термин hesbayan mud. Поскольку вся эта терминоло-
гия не определяет характер пароды, во французском языке употребляет-
ся термин лёсс (loess, в старой французской литературе — leuss) и его
производные, как и в английском языке. За последние годы для обозна-
чения «молодого лёсса» во Франции и Бельгии употребляют термин
«эржерон» (ergeron).
В Китае лёсс называют хуан-ту (желтая земля). Название происходит
от населенного пункта Хуан-ту-чай. Г. Барбур (Barbour, 1930) указы-
вает, что много путаницы при исследовании китайского лёсса возникает
вследствие того, что лёсс часто не отличают от подстилающих его отло-
жений. Б. Уиллис (Willis, 1907) понимает лёсс в смысле Ф. Рихтгофена,
а термином хуан-ту обозначает толщу лёссово-песчано-галечниковых от-
ложений в провинциях Чжили, Шаньси и Шэньси.
Таким образом, под названием лёсс нередко понимают породы весьма
различного характера и происхождения. Во время споров о лёссе далеко
не всегда различаются разновидности лёсса. По большей части имеется
в виду, что спор идет о происхождении «типичного» лёсса. При таком
состоянии вопроса естественно стремление условиться о точной терми-
нологии и определении так называемого типичного или настоящего
лёсса.
По данным Г. Квиринга (Quiring, 1936), термин «лёсс» ( Loe р) был
впервые введен К. Леонардом в 1823 г. (Leonard’s Taschenbuchern, 1823,
S. 722). Как показал Г. Квиринг, это слово, по-видимому, является
измененным самим К. Леонардом словом Loesch, заимствованным из
местного говора. Так местное население Рейнской долины обозначало
рыхлую почву (от losch = locker, рыхлый). К этому названию близки
8
также термины los, 1ое или losen, в смысле нетвердый, слабый, рыхло-
сложенный.
В большинстве случаев лёсс описывают как породу светло-желтого,
(палевого) цвета, пылеватую, известковистую, имеющую видимые не-
вооруженным глазом вертикальные канальцы и поры, однородную в
разрезе, содержащую наземных моллюсков и кости млекопитающих.
Хотя эта порода легко растирается пальцами, сложенные ею высокие
вертикальные обрывы являются устойчивыми.
Некоторые американские геологи (Leighton and Willman, 1950) счи-
тают известковистость совершенно необязательным свойством типичного
лёсса. С другой стороны, в старой литературе Лазо (Lasaux) и Хауэр
(Hauer) считали возможным называть лёссом всякий известковистый су-
глинок. Критику последней точки зрения в 1877 г. дал А. йентцш
(Jentzsch, 1877). По Н. П. Барбот де-Марни и А. П. Карпинскому
(1873), в типичном лёссе обычно наблюдается слоистость, хотя бы
неясновыраженная. А. Малицкий (Malicky, 1949), вопреки мнению боль-
шинства исследователей, считает, что фауна наземных . моллюсков и
млекопитающих чаще встречается в лёссовидных породах, чем в лёссе.
Все сказанное позволяет сделать вывод, что отсутствие общеприня-
того определения лёсса может служить источником серьезных недоразу-
мений при изучении проблемы лёсса. Изучение лёсса настоятельно тре-
бует наведения порядка в терминологии. По этой причине мы рассмотрим
существующие главнейшие определения понятия «лёсс», что необходимо
для выбора наиболее целесообразного определения.
ГЛАВНЕЙШИЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕРМИНА «ЛЁСС»
Первые исследователи лёсса не видели в его определении тех
трудностей, которые выявляются в настоящее время.
И это естественно, так как за последние 30 лет к определению терми-
на предъявляются более жесткие требования, чем раньше. На Совеща-
нии по изучению четвертичных отложений в Ташкенте в 1948 г.
Ю. А. Скворцов (1953), как он выразился, показал участникам конфе- ’
ренции породу, которай в качестве лёсса служила объектом известных
исследований И. В. МущкеТова, В. А. Обручева и др. Этого было доста-
точно, чтобы на конференции разгорелись споры о принадлежности этой
породы к лёссу и об определении лёсса вообще.
По описанию Ф. Рихтгофена (Richthofen, 1877), лёсс в Китае и в до-
лине Рейна представляет собой буро-желтую известковистую мучнистую
породу, которая растирается между пальцами и, тем не менее, является
настолько прочной, что удерживается в высоких вертикальных стенах.
В лёссах всегда присутствуют легкорастворимые соли. В каждом куске
лёсса имеется особая текстура: наличие тонких, реже грубых трубо-
чек, преимущественно вертикальных, ветвящихся подобно корням расте-
ний и обычно покрытых тонкой известковистой корочкой. Включения
в лёссе представлены мергельными конкрециями, неокатанной щебен-
кой, раковинами наземных моллюсков и костями наземных млекопита-
ющих. Особенно характерными свойствами лёсса являются отсутствие
слоистости и способность вертикально отслаиваться.
Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1886) определял лёсс как извест-
ковистый суглинок желто-бурого цвета, отличающийся от суглинков
склонов пористостью и наличием тонких канальцев. Для лёсса харак-
терно отсутствие слоистости и наличие раковин наземных моллюсков.
Очень важно, что наряду с лёссом Ф. Рихтгофен выделял лёссовидные
отложения, к которым относил слоистый озерный лёсс, образующийся,
по его мнению, в соляных озерах и на солончаках.
9
Менее четкую терминологию мы находим у В. В. Докучаева (1893).
Он понимал под лёссами «вообще поверхностные, более или менее рых-
»лые, желто-бурые, неслоистые, более или менее пористые, более или
менее мелкозернистые, более или менее богатые углесоЛями (в виде
примазок, журавчиков и пр.) суглинки, обладающие вертикальной от-
дельностью» независимо от тонкости их зерна, наличия органических
остатков и отношения к подстилающим породам и рельефу местности.
В. В. Докучаев считал, что такие "лёссы могут быть различного проис-
хождения. Однако он особо .выделял наиболее тонкозернистые разности
(б. Полтавская губ. и юго-восточная часть б. Нижегородской губ.),
имеющие совершенно однородное строение и содержащие остатки ис-
ключительно наземных й полуболотных организмов и чрезвычайно ред-
ко мелкие валуны. Эти разности лёссов, залегающие на водоразделах и
древних склонах, В. В. Докучаев считал осадком, образовавшимся в ре-
зультате отложения тончайшей ледниковой мути.
И. В. Мушкетов (1903) определял лёсс как «серовато- или буровато-
желтую известково-песчаную глину пористого сложения», залегающую
на различных формах рельефа, характеризующуюся отсутствием слои-
стости («материковый» эоловый лёсс, в отличие от слоистого «озерного»
лёсса) и замечательной пористостью.
За последние годы дан целый ряд определений лёсса: генетическое,
литологическое, инженерно-геологическое, морфологическое и территори-
альное.
Генетическое определение лёсса. По мнению некоторых исследовате-
лей, термин «лёсс» определяет не только состав породы. Б. Шаймек
(Shimek, 1912), например, считает, что. этот термин должен определять
условия отложения породы, подобно терминам «известняк» или «дрифт»
(совокупность ледниковых и флювиогляциальных отложений).
Генетическое определение лёсса дается, по большей части, сторон-
никами эоловой теории лёсообразования.
В. А. Обручев (1933) отметил, что в отношении генезиса необходимо
различать первичный неслоистый типичный лёсс и вторичные лёссовид-
ные породы. «Первичный лёсс имеет эоловый генезис... Вторичные лёссо-
* видные породы представляют мелкоземы самого различного генезиса»
(Обручев, 1948, стр. 6—7).
В. А. Обручев отмечает,' что защитники почвенной гипотезы «не де-
лают различия между лёссом и лёссовидными породами в отношении
их образования... Совершенно необходимо различать, с точки зрения ге-
незиса, лёсс, называемый мощным или типичным, от всех остальных
только лёссовидных пород. Нужно различать лёсс первичный, он же
типичный и мощный, и лёссовидные. породы, которые являются всегда
и везде вторичными» (1948, стр. 6).
А. И. Москвитин (1933) называет лёссом эоловую породу палевого
цвета, пористую, известковистую, с трещинами вертикальной отдельно-
сти, почти без включения песчаных зерен (не говоря уже о валунах). По
его мнению, если не ограничить применение термина «лёсс» эоловыми
отложениями с указанными свойствами, то «не выбраться из лабиринта
противоречивых .мнений и гипотез, число которых будет и дальше воз-
растать, по мере расширения смысла, вкладываемого в термин «лёсс».
Только эоловому лёссу свойственно плащеобразное залегание и выдер-
жанность фаций на большом расстоянии. Все другие породы, сколь они
ни лёссовидны, всегда обнаруживают свой генезис в одном или паре
соседних обнажений появлением грубообломочного материала и сло-
истостью» (стр. 245).
В последующие годы А. И. Москвитин (1940, 1953) дал определение
лёсса как петрографического понятия. Он называет «лёссом» породу,
которая имеет следующие отличительные признаки: однородность, мак-
ропористость, пылеватый состав и рыхлбе сложение, способность дер-
11
жаться вертикальными стенками, неслойстость, отсутствие включений,
заметная карбонатность или загипсованность, изменение свойств приза*-
мачивании. Породы, внешне сходные с лёссом, но не обладающие всеми
перечисленными признаками, А. И. Москвитин называет лёссовидными.
На том же совещании ( в Ташкенте в 1948 г.) по изучению четвертичного
периода в особом мнении к резолюции А. И. Москвитин и М. Й. Ломо-
нович «предлагают различать две группы пород, независимо от их
генезиса» (разрядка моя, Н, /С): типичный лёсс и лёссовидные
породы. . '
М. И. Ломонович (1953, а, б, в, г, 1955), развивая близкие взгляды
о необходимости различать лёсс и лёссовидные породы, указывает на
различие этих пород по текстуре и условиям залегания. Кроме того,
существенным различием между ними он считает генетический фактор:
лёсс имеет эоловое происхождение, лёссовидные породы — водное. По
мнению М. И. Ломоновича, присоединение к слову «лёсс» прилагатель-
ного «типичный» является излишним, так как нетипичных лёссов не су-
ществует, и это прилагательное может служить только источником
путаницы. Этому мнению нельзя отказать в логичности. Однако в на-
стоящее время пока еще не все исследователи выделяют лёсс из общей
группы лёссовых пород, и. поэтому применение прилагательного «типич-
ный» при описании лёсса весьма желательно. М. И. Ломонович возра-
жает против использования мощности для различения лёсса и лёссовид-
ных пород, так как в обоих случаях мощность может быть различной.
В связи с этим следует, однако, напомнить, что в проблеме лёсса зага-
дочным является происхождение мощных толщ однородной породы.
Поэтому образующую подобные толщи породу желательно выделить
в особую группу, чтобы сосредоточить прежде всего на ней внимание
исследователей.
И. И. Трофимов (1950, стр. 48) рассматривает континентальные, по-
роды пылеватого, глинисто-пылеватого, глинистого и песчаного состава,
макропористые, неплотного сложения, слабослоистые или вовсе не
слоистые, легко размываемые и просадочные, как самостоятельную груп-
пу новейших осадков, отложенных различными путями в климатической
зоне сухих степей, полупустынь и пустынь. По мнению. И. И. Трофимова,
«за этой группой осадков, имеющих различный генезис, рационально со-
хранить название лёссовой, как хорошо отражающей отмеченные выше
групповые особенности». Исследования в Таджикистане позволили
И. И. Трофимову выделить среди этой группы осадков несколько гене-
тических типов. За эоловым типом, имеющим значение своего рода го-
лотипа, И. И. Трофимов сохраняет название «лёсс», за остальными ти-
пами—«лёссовидные породы». В другой работе И. И. Трофимов (1945)
указывает на следующие основные признаки лёсса: отсутствие связи его
минералогического и механического состава с составом подстилающих
пород, однородность толщи, покровное залегание на различных формах
рельефа.
Н. Н. Карлов (1955), вслед за В. А. Обручевым, определяет лёсс как
эоловый ^алеврит, а лёссовидные породы — как алевриты всякого друго-
го происхождения. В особую группу им выделяется пирокластический
эоловый алеврит — вулканический пепел.
Среди американских исследователей определение лёсса как эоловой
породы появилось еще в конце прошлого века (Sardeson, 1898). В 1925 г.
Тилтон считал, что эоловое происхождение является существенным приз-
наком для определения лёсса. Тодд еще в 1918 г. оспаривал целесообраз-
ность подобной тенденции. Смит и Нортон в 1935 г. определяли лёсс
как осадок, образованный в результате деятельности ледников и пото-
ков талых вод, переотложенный на возвышенностях ветром (по Russel,
1944). По мнению Д. Торпа (Thorp; 1945), эоловое происхождение явля-
11
ется одним из основных условий при определении лёсса, хотя он отме-
чает, что не имеется полного единогласия среди исследователей даже по
этому вопросу. Торп приводит определение Болдуина, который консуль-
тировался со многими специалистами. По Болдуину, эоловое проис*
хождение рассматривается как характерная черта лёсса. Болдуин ре-
комендует отличать от лёсса продукты его выветривания, в том числе
грунты почвенного профиля.
Определение типичного лёсса как обязательно эолового образования
подверглось резкой критике. По мнению В. В. Попова (1953) и
А. В. Пуркина (1953), генетическое определение типичного лёсса непри-
менимо с инженерно-геологической, а /по мнению К. В. Никифоровой
(1953)—с петрографической точек зрения. На трудности использова-
ния термина «лёсс» в генетическом смысле указал Н. П. Васильковский
(1953). По словам Н. П. Васильковского, иллюстрирующего свое изложе-
ние примером из окрестностей Ташкента, «всеми решительно, в том
числе и эолистами, признано, что в большой траншее над Сыр-Дарьей
мы имеем настоящий лёсс. Говоря об этом лёссе, золисты подчеркивают,
что он является эоловым. Однако, представьте себе, что рано или поздно
будет доказано, что лёсс, обнаженный в траншее, при приближении
к горам Каржан-тау будет все больше и больше обогащаться грубозер-
нистым материалом и перейдет в толщу пролювия. Что же, тогда этот
лёсс перестанет быть лёссом? Возможности таких недоразумений нами
должны быть предусмотрительно устранены» (Васильковский, 1953).
За последние годы довольно неожиданно появились сторонники гене-
тического определения лёсса среди последователей почвенной теории
лёссообразования.
Б. В. Пясковский (1951) считает «лёссом те образования, которые
в той или иной степени прошли процесс облёссования». В более поздней
работе Б. В. Пясковский (1953) называет лёссом «образование, форми-
рующееся под перегнойными горизонтами степных почв, составляющее
неотъемлемую часть их профиля и представляющее известковый мелко-
зем, преимущественно пылеватого механического состава, который обла-
дает рядом характерных признаков в различной степени их выраженно-
сти и в различном сочетании (палево-желтый цвет, отсутствие слоисто-
сти, макропористость, просадочность, вертикальная отдельность и др.)».
«Переотложенный тем или иным способом лёсс, в отличие от первичного,
залегающего in situ, является.вторичным и представляет по отношению
к нему такое же образование, .как, например, нормальный чернозем
к .переотложенному в результате эрозии намывному чернозему» (стр. 66).
В литературе уже указывалось, что определение лёсса как породы,
подвергшейся процессу облёссования, весьма неудачно: «понятие о про-
цессе облёссования даже у сторонников почвенной гипотезы лёссообра-
зования не отличается ясностью, обыкновенно выводится из понятия
о лёссе и... не может служить основой для определения лёсса» (Кригера
Емельянова, 1953). Еще менее удачно определение лёсса как неотъемле-
мой (глубокопочвенной) части профиля степных почв, так как образова-
ние палево-желтых, пронизанных канальцами известковистых, суглини-
стых пород за счет глубокопочвенных процессов ни в какой мере не
доказано.
Оценивая приведенные выше генетические определения лёсса, по-ви-
димому, следует по вышеуказанным причинам сразу же отказаться от
определения, данного последователем почвенной теории. Что касается
определения лёсса как эолового образования, то оно могло бы казаться
целесообразным главным образом потому, что приводит к отделению
лёсса от лёссовидных отложений и сосредоточивает внимание на важной
группе пород. Тем не менее нельзя не отметить, что всякое генетическое
определение лёсса имеет основное. неудобство, заключающееся в том»
12
что заставляет a priori принимать определенный генезис этих пород,
тогда как в действительности происхождение обозначаемых этим тер-
мином пород в большинстве случаев является предметом разногласия
и в каждом отдельном случае должно выясняться особо. Некоторые
исследователи вообще отрицают существование эоловых пылеватых
пород. По этим причинам более целесообразно определять лёсс, исходя
из свойств этой породы, а не из ее происхождения. Очевидно, лёссом це-
лесообразно называть известковистые суглинки и супеси, дополнительно
характеризующиеся рядом других особенностей (см, ниже).
Литологическое определение лёсса. А. Иентцш (Jentzsch, 1877),.
А. П. Павлов (1889), Ф. Ю. Левинсон-Лессинг (1950) и другие считали
лёсс родовым понятием, подобно песку и глине. А. П. Павлов пояснял
свою мысль «ссылкой на один вымышленный, но возможный случай. Пред-
ставим себе, что какой-нибудь наблюдатель, живущий среди дюнных
песков... пришел к выводу, что песок есть масса кварцевых зерен, нане-
сенных ветром, т. е. придал слову песок и петрографическое и генетиче-
ское значения. Если бы такой наблюдатель... услышал о песке иного
происхождения, ему пришлось бы или ломать укоренившееся в нем по-
нятие или признать другой песок не типичным, т. е. песком не в том
смысле, в каком он его привык понимать. Последнее легче для нашего
наблюдателя, и вот он знает теперь типичный песок и некоторую другую
породу, петрографически схожую с ним. Нетрудно представить себе,
что идя таким образом далее, наш наблюдатель создаст целый ряд
песковидных образований, но зато сохранит себе и свой типичный песок,
продолжая видеть в нем породу определенного петрографического со-
става и происхождения». Эта вымышленная история, по мнению
А. П. Павлова, напоминает историю с лёссом, поскольку «накопляется
все больше и больше фактического материала, неотразимо доказываю-
щего, что слово лёсс обнимает собою породы, весьма разнообразные по
происхождению и нередко —по петрографическим признакам», а между
тем, некоторые исследователи настойчиво пытаются сохранить генетиче-
ское определение лёсса.
Рассматривая любопытные рассуждения А. П. Павлова, нельзя не
отметить, что они относятся к периоду младенческого развития петро-
графии осадочных пород, когда не существовало достаточна полной
классификации пород. В настоящее время лёссы в понимании А. П. Пав-
лова без всякой натяжки могут быть названы известковистыми алеври-
тами. Необходимость особого понятия «лёсс» для обозначения опреде-
ленной таксономической единицы осадочных пород при этих условиях
на первый взгляд кажется недостаточно очевидной, если исключить из
этого понятия генетические признаки. По этой причине критические вы-
сказывания А. П. Павлова о генетическом определении лёсса в настоя-
щее время не кажутся достаточно убедительными.
Примером литологического определения лёсса может служить опре-
деление, данное Н. Н. Денисовым (1953, стр. 6): «Лёсс представляет собою
неслоистую породу четвертичного периода, относящуюся по грануломет-
рическому составу к пылеватым суглинкам и супесям. В его составе
преобладают частицы пыли; частицы песка крупнее 0,25 мм, как прави-
ло, отсутствуют, а глинистые частицы содержатся обычно в незначитель-
ном количестве... Как правило, лёсс содержит в значительном количестве
включения карбонатов... Характерной особенностью лёсса является вы-
сокая пористость, достигающая 46—52% общего объема породы. Боль-
шое распространение имеют породы, похожие на лёсс, но отличающиеся
от него теми или иными признаками. Так, некоторые сходные по внеш-
нему виду породы могут содержать включения крупнозернистого песка
или гальки, другие содержат лишь весьма незначительное количество
карбонатов или обладают пониженной пористостью. Подобные породы
13
обычно называются лёссовидными». Лёсс и лессовидные породы
Н. Я. Денисов объединяет под названием лёссовых пород.
Г. А. Мавлянов (1958) называет лёссом породу желтовато-серого
(палевого) цвета с высокой (46—59%) пористостью, с наличием види-
мых невооруженным глазом макропор, обогащенную карбонатами каль-
ция и магния (более 5% от веса породы), без ясной слоистости, без линз
галечника, гравия и песка, гранулометрйчески однородную с преоблада-
нием пылеватых частиц (фракция 0,05—0,01 мм'* содержится в коли-
честве около 50%), способную образовывать вертикальные отдельности
и обваливаться вертикальными стенками, просадочную. Если порода не
обладает хотя бы одним или несколькими из этих основных свойств, она
называется лёссовидной. Таким образом, в случае увлажнения и потери
просадочных свойств лёсс превращается в лёссовидную породу.
Г. А. Мавлянов, кроме того, указывает на то, что «при определении поня-
тия лёсса и лёссовидных пород генетический принцип является, конечно,
одним из основных критериев», причем лёсс может быть эоловогО, про-
лювиального и изредка даже делювиального происхождения. Лёсс и
лёссовидные породы объединяются под общим названием лёссовых по-
род. Разделение лёсса и лёссовидных пород возможно лишь на основе
детальных исследований.
Р. Рассел (Russel, 1944) определяет лёсс как однородную неслоистую
твердую пористую известковистую осадочную пылеватую (силтовую)
породу желтоватого цвета или «цвета бизоновой кожи», держащуюся
в. крутых обрывах и содержащую конкреции и раковины моллюсков. По
меньшей мере 50% породы, по Расселу, принадлежит фракции 0,01 —
0,05 мм. Породы, сходные с лёссом, Рассел называет лёссовидными.
В результате процессов выветривания in situ, а также — отложения
эоловой пыли, по мнению Р. Рассела, лёсс не образуется, а могут созда-
ваться лишь лёссовидные отложения. Р. Рассел является противником
генетического определения лёсса.
А. Кайе (Cailleux, 1954) называет лёссом все тонкозернистые непроч-
но связанные отложения, за исключением вулканических пеплов и аллю-
виальных суглинков. Таким образом, этот исследователь к петрографи-
ческому определению частично присоединяет негативное генетическое.
А. Шейдиг (Scheidig, 1934) называет лёссом однородную неслоистую
пылеватую известковистую породу, состоящую преимущественно из
кварца и полевого шпата; важным признаком лёсса является его типич-
ная структура — макропористость и наличие тонких канальцев.
Довольно близкие определения лёсса имеются в работах Г. Горушит-
ского (Horusitzky, 1895), Р. Флинта (Flint, 1947), Р. Клебельсберга
(Klebelsberg, 1948) и Я. Дылика (Dylik, 1954).
Некоторые исследователи вводят количественные элементы в опре-
деление лёсса. По этому поводу Р. Рассел (Russel, 1944) указывает, что
поиски количественных обобщенных характеристик следует выполнять
с осторожностью и что не безопасно искать эти характеристики в опуб-
ликованных таблицах механических и химических анализов (например,
у А. Шейдига), так как эти таблицы включают, помимо лёсса, также
и лёссовидные породы.
С. С. Морозов (1950) при уточнении понятия лёсса основывается на
агрегатности механического состава пород. Он предлагает называть
типичным лёссом те породы (при наличии прочих признаков лёсса),
у которых пылеватые фракции (0,005—0,05 мм) состоят преимуществен-
но из элементарных частиц, причем количество крупной пыли (0,01 —
0,05 мм) больше количества мелкой (0,005—0,01 мм). Если же пылева-
тость — в значительной мере кажущаяся, обусловленная агрегирован-
ностью частиц, то такие породы С. С. Морозов предлагает называть
лёссовидными.
14
значением пористости и количеством
%
/оОг
20 25 ОО 05 40 45 50 55 50 65
Паристмтй , %
.Автор (Кригер, Емельянова, 1953) применил статистический метод
для выявления наиболее характерных палево-желтых известковистых
пронизанных канальцами суглинков. В результате обработки 930 анали-
зов этих пород из Средней-Азии, Алтая и Украины было установлено
(рис. 1), что наиболее характерным является значение пористости в пре-
делах 42—52% и количество -фракции 0,61— 0,05 мм в пределах 30—
52%. Эти породы были отнесены к типичному лёссу. Прочие породы
с иным (большим или меныпил'
фракций 0,01—0,05 мм, но при
наличии 4 морфологического
сходства с типичным лёссом,
было предложено называть лёс-
совидными. Лёсс и лёссовид-
ные породы были объединены
под общим названием лёссовых
пород. Указанные числа коли-
чества фракций 0,01—0,05 мм
получены при анализе пипеточ-
ным методом без предвари-
тельной отмывки солей. Есте-
ственно, что при анализе поро-
ды иным способом должны
быть установлены и другие
цифры количества фракций
0,01—0,05 мм, отвечающие по-
нятию о типичном лёссе.
Б. В.Пясковский (1953) ука-
зывает, что точное петрографи-
ческое определение понятия
«лёсс» является узким и прак-
тически неприемлемым, так
как требует определения грану-
лометрического состава и дру-,
гих свойств породы. Трудно
согласиться с такой точкой зрения. Веем известно, что, например, для
определения магматической породы требуется ее детальное микроско-
пическое изучение, для определения петрографического типа глин —
применение рентгеноскопического и термического анализов и т. д. При
этих условиях неясно, почему для точного определения лёсса не следует
воспользоваться лабораторными аналитическими методами, дающими
объективную характеристику свойств породы, вместо субъективной ви-
зуальной или дискуссионной генетической характеристики.
Всесоюзное совещание по изучению четвертичного периода, состояв-
шееся в 1948 г. в Ташкенте, рекомендовало (Резолюция совещания,,
1953) применять название лёсс «к породе, имеющей следующие призна-
ки: макропористость, однородность, бесструктурность, карбонатность^
пылеватость частиц, просадочность, определенные особенности фильтра-
ционных способностей, независимо от условий ее залегания, мощности
и происхождения. Происхождение и возраст лёсса могут быть различ-
ными и должны устанавливаться в каждом отдельном случае. Типичные
лёссы связаны всеми постепенными переходами с песчаными и глинисты-
ми породами, образуя лёссовидные суглинки, супеси и проч.».
Поскольку определение лёсса является вопросом соглашения, необхо-
димо получить определение, приемлемое для большинства исследовате-
лей. Желательно принять за основу определение, рекомендованное Со-
вещанием 1948 г., и изучить вопрос о целесообразности его уточнения.
В частности, нельзя отбросить требования последователей эоловой тео-
Рис. 1. Распределение пористости и лёссовых
фракций (0,01—0,05 мм)
Горизонтали вероятностей 0,001, 0,01, 0,02, 0,03, 0,04».
0,05. Заштрихована область вероятностей > 0,05
15
рии (В, А. Обручев; на Совещании 1948 г.— А. И. Москвитин и М. И. Ло-
монович), предлагающих различать типичный лёсс и лёссовидные по-
роды.
Совокупность лёссов и лёссовидных пород целесооораэно объединять
под названием лёссовых пород. Это не только отвечает пожеланиям мно-
гих исследователей (Трофимов, 1950; Денисов, 1953; Ломонович, 19536;
Кригер, 1962; Кригер и Емельянова, 1953; Мавлянов, 1958), но и соот-
ветствует решениям Всесоюзного совещания по изучению четвертичного
периода, состоявшегося в 1955 г. в г. Киеве. На этом совещании было
принято решение называть лёссовыми породами «континентальные поро-
ды различного происхождения, содержащие более 50% фракций, разме-
ром 0,05—0,005 мм (при микроагрегатном способе подготовки образца),
обладающие лёссовыми признаками» (Резолюция совещания, 1955).
Аналогичная точка зрения на понимание лёссовых пород развита в книге
А. К. Ларионова, В. А. Приклонского и В. П. Ананьева (1959). К сожа-
лению, указанные авторы не выделяют типичный лёсс как один из пред-
ставителей группы лёссовых пород.
И, Л. Соколовский (1957; 1961а), используя термин «лёссовые поро-
ды», предлагает вообще отказаться от терминов «лёсс» и «лёссрвидная
порода». По нашему мнению, такая точка зрения является серьезным
шагом назад в исследовании лёссовых пород.
Для типичного лёсса характерна однородность в разрезе и отсутствие
слоистости. Следует обсудить, в какой мере целесообразно в определе-
нии лёсса игнорировать значение мощности и условий залегания пород.
Указание М. И. Ломоновича (1953) на то, что вопрос о принадлежности
породы к лёссу следует решать «комплексом признаков, которые можно
наблюдать только в природных условиях залегания этой породы, а не
в отдельном образце», заслуживает серьезного внимания, поскольку
загадочным в проблеме лёсса является именно образование плащей
мощных неслоистых толщ, а не прослоев в свите литологически иных
образований. М. И. Ломонович считает, что мощность лёсса не входит
в указываемый им «комплекс признаков», и не должна фигурировать
в определении лёсса (Ломонович, 1955). Однако некоторые исследова-
тели, например, польский геолог И. Рокицкий (Rokicki, 1952), считают,
что типичный лёсс существует в толщах большей мощности, чем лёссо-
видные породы. Литологически сходные образования небольшой мощно-
сти, в условиях отсутствия однородности в плане и разрезе, а также
отсутствия плащеобразного залегания,, не представляли бы столь зна-
чительного научного и практического интереса и едва ли послужили бы
предметом столь длительной ожесточенной полемики. По этой причине
такие образования не следует смешивать с типичным лёссом.
Я. Дылик (Dylik, 1954), рассматривая признаки типичного лёсса,
указывает, что в природе эта порода отличается известным разнообра-
зием, что некоторые лёссовые признаки (вертикальное отслаивание,
отсутствие слоистости) развиты и в других породах, что в лёссе они
иногда не выражены. Я. Дылик считает возможным выразить некоторые
сомнения в существовании «типичного субаэрального лёсса». Характе-
ристики этого лёсса кажутся Я. Дылику призрачными, и, по его мнению,
«типичный лёсс», т. е. такой, который включает все характерные для него
признаки, является чрезвычайно редким. Я. Дылик спрашивает, не может
ли это привести к парадоксальному заключению, что «типичный лёсс»
является нетипичным лёссом.
Рассматривая соображения Я. Дылика, следует учитывать, что опре-
деление всякой горной породы оставляет известное место для споров
о типичности конкретных ее представителей. Более точное определение
способно сделать более четкими границы понятия, хотя не может устра-
нить всякие споры по данному вопросу. В большинстве случаев, подоб-
16
ным спорам не придается принципиального значения, но лёсс представ-
ляет в этом отношении исключение. Случаи, когда порода более или
менее бесспорно подходит под определение типичного лёсса, по моему
мнению, в Средней Азии наблюдаются чаще, чем в Европе. Европейский
лёсс в общем, по-видимому, менее однороден, чем среднеазиатский и
китайский, и с этим связаны, очевидно, успехи в стратиграфии европей-
ских лёссовых пород и трудности ее разработки в однородных лёссовых
толщах Средней Азии. Тем не менее и в Европе, по мнению большинства
исследователей, основные признаки лёсса широко выдерживаются.
Следует сделать вывод, что можно применять петрографическое опре-
деление понятия «лёсс», дополнив его некоторыми указаниями на усло-
вия залегания рассматриваемой породы. Вследствие этого дополнения по-
нятие «лёсс» будет отличаться от понятий «силт», «алеврит» и «пыле-
ватый суглинок», имеющих только литологическое значение.
Инженерно-геологическое определение лёсса. В Советском Союзе,
начиная с 1930 г., к исследованию свойств лёссовых пород было привле-
чено большое количество инженеров-строителей и специалистов по осно-
ваниям и фундаментам. Это, несомненно, имело свои положительные
стороны, поскольку способствовало детальному изучению просадочных
свойств пород количественными методами. Однако при этом не обошлось
без некоторых ошибок. При инженерно-геологических исследованиях
иногда переставали смотреть на лёссовые породы как на геологические
образования и видели в них лишь механические системы, подвергающие-
ся деформации под влиянием давления и увлажнения. История инже-
нерной геологии давно показала, что такой подход не является пло-
дотворным при решении как научных, так и инженерных вопросов. Он
привел к разрыву работы геологов (исследователей лёсса, как горной
породы), с одной стороны, и инженеров — с другой. В результате, в прак-
тике инженеров появился термин «макропористый грунт», предназна-
ченный для замены терминов «лёсс» и «лёссовидные породы». Распро-
странение термина «макропористый грунт» объясняется тем, что он был
введен в стандарты по проектированию и строительству зданий и соору-
жений. Например, в «Строительных нормах и правилах» 1 2 сказано, что
«макропористыми грунтами называются глинистые грунты, обладающие
в природном сложении видимыми невооруженным глазом порами, значи-
тельно превосходящими размеры частиц, составляющих скелет грунта».
В указанных документах вовсе отсутствуют термины лёсс, лёссовидные
и лёссовые породы.
Таким образом, в нашей стране с 1930 г. в учении о лёссовых породах
начало создаваться своеобразное положение, С одной стороны, геологи
занимались уточнением терминологии и свойств лёссовых пород и под-
твердили целесообразность выделения среди них , типичного лёсса,
а с другой,— из инженерной геологии и инженерно-строительных дисцип-
лин термин «лёсс» стал изгоняться. Некоторые инженеры называли лёсс
и сходные с ним образования лёссовидными породами (Токарь, 1953;
Быстров, 1958). Последний термин является синонимом лёссовых по-
род— по определению, сделанному в 1955 г. на конференции в Киеве.
Недостаток расширенного понимания лёссовидных пород состоит в том,
что в условиях отсутствия понятия о лёссе понятие о лёссовидных поро-
дах лишено смысла. Наряду с тенденцией отбросить понятие о лёссе,
возникли попытки дать определение лёсса и лёссовидных пород с инже-
нерно-геологической точки зрения.
Прежде всего остановлюсь на терминологии Ю. М. Абелева (1933,
1939, 1948, 1959), полностью отбрасывающего понятие о лёссе (по край-
ней мере при инженерно-геологических исследованиях). Он считает, что
1 СНиП, т. 2, Б—6, № 2, изд. 1954 г. и в НиТУ-137-56, § 2.
2 Н. и. Кригер 17
единственным признаком, выделяющим просадочные породы в особую
группу, является их «макропористая» структура. «В целях мобилизации
внимания строителя на основную причину, обусловливающую особен-
ности строительных свойств этого типа грунта», Ю. М. Абелев называет
эти породы макропористыми (1939) и указывает, что термины «лёсс»
и «лёссовидные породы» в установленном геологами смысле не охваты-
вают всех просадочных макропористых пород. По мнению Ю. М. Абеле-
ва, применение терминов «лёсс» и «лёссовидный» для характеристики
«макропористой структуры грунта внесло бы путаницу в понятия, уста-
новленные русскими геологами и признанные во всем мире».
В действительности трудно согласиться с такой точкой зрения Тер-
минология Ю. М. Абелева неоднократно встречала возражения (Герсе-
ванов, 1955; Литвинов, 1952; Ларионов, Приклонский, Ананьев, 1959;
Кригер, Серебряников, 1960) и никак не может считаться «признанной
во всем мире». Она была отвергнута в резолюции 3-го Совещания по
строительству на лёссовых грунтах, состоявшегося в 1957 г. в г. Днеп-
ропетровске.
Эта терминология распространилась среди строителей и никогда не
пользовалась большой популярностью среди геологов, изучавших лёссо-
вые породы. Термин «макропористый грунт» по существу неверен, так
как в основном речь идет о породе (грунте), содержащей тонкие каналь-
цы, а не замкнутые поры. Можно лишь сожалеть о том, что термин
«макропоры» как синоним канальцев вошел в геологическую литерату-
ру, хотя геологи и подвергали образцы лёссовых пород детальному ви-
зуальному изучению.
Исследования обнаруживают, что макропоры (точнее — канальцы)
лишь в небольшой мере определяют просадочные свойства лёссовых
пород. Рассматривая образцы этих пород после компрессионных испы-
таний, можно видеть, что даже после дополнительного уплотнения при
замачивании под нагрузкой 5 кг/см2 множество макропор в лёссовых
породах сохраняется. Подобные исследования с большой обстоятельно-
стью провел А. А. Стороженко (1951). В литературе уже указывалось
(Денисов, 1953), что просадочными свойствами могут обладать и поро-
ды, не имеющие макропористой структуры; с другой стороны, породы,
имеющие эту структуру, могут быть непросадочными. Таким образом,
с чисто инженерной точки зрения термин «макропористый грунт» не
Имеет каких-либо преимуществ по сравнению с термином «лёссовая
порода».
Как уже указывалось (Кригер, Серебряников, 1960а), нет оснований
вводить в отечественную инженерную геологию новые термины, отли-
чающиеся от терминов, принятых геологами нашей страны, а также все- 1 *
1 Странно звучат утверждения Ю. М. Абелева (1959), что терминами «лёсс», «лёс-
совидные грунты» и «лёссовые грунты» предлагают пользоваться «отдельные специа-
листы» и притом «без какого-либо научного обоснования», что «термин’ лёсс... не удов-
летворяет требованиям, предъявляемым к научно-геологической терминологии», что
вышеуказанные «отдельные специалисты» под лёссовидными суглинками и лёссовыми
грунтами понимают «грунты, обладающие просадочными свойствами». Он далее ука-
зывает, что «заявление этих специалистов было включено в резолюцию 3-го Совеща-
ния по строительству на лёссовидных грунтах 1957». Если судить по последней фразе,
то автор этих строк должен причислить себя к числу «этих специалистов», что дает
ему право указать на совершенно произвольное толкование Ю. М. Абелевым всего
рассматриваемого вопроса и выступлений на указанном совещании. На Совещании по
вопросам строительства на лёссовых грунтах в 1962 г. в г. Воронеже термин «макро-
пористый грунт» уже не употреблялся, и стоял лишь вопрос о необходимости разделения
лёссовых пород на типичный лёсс и лёссовидные образования (Кригер, Крутов,
Сорочан, Тарасова, 1962). Термин «макропористый грунт» исключен и из новых
Строительных норм и правил (СНиП, 1ЬБ, 2-62), хотя в этом последнем официаль-
ном документе, несмотря на настойчивые требования специалистов, не введен и
термин «лёссовые грунты»; в этом документе говорится лишь о «просадочных грун-
тах», не идентифицированных с общеизвестными геологическими образованиями.
18
ми геологами и инженерами зарубежных стран. Такой шаг может
привести к взаимному непониманию советских и зарубежных инжене-
ров и уже привел к тому, что некоторые наши инженеры перестали ви-
деть в лёссовых породах геологические образования, свойства которых
связаны с геологической историей и ныне действующими геологическими
процессами.
Следует сказать несколько слов об инженерно-геологическом опреде-
лении лёсса и лёссовидных пород.
Р. А. Токарь (1933), не употребляя термин «лёсс», дал определение
«лёссовидных пород» с инженерно-геологической точки зрения. По его
мнению, «вполне целесообразно выделить лёссовидные грунты в само-
стоятельную группу, которая должна включить в себя грунты, имеющие
макроструктуру и теряющие ее устойчивость при замачивании их под
нагрузкой, независимо от способа их образования». Признаки лёссо-
видных грунтов: видимая невооруженным глазом пористость, отсутствие
мелкой слоистости, столбчатая отдельность, буро-серо-палево- и светло-
желтый цвет, быстрое размокание и большая водопроницаемость, нали-
чие твердых мергелистых включений, кротовин, обилие карбонатов
(до 10-15%).
Против этого инженерно-геологического определения высказывались-
А. М. Дранников (1940) и Н. Я. Денисов (1953).
В. В. Попов (1953) высказал мнение, что лёссом следует называть
породу, имеющую ряд признаков, определяющих ее инженерно-геоло-
гические свойства. Выше уже указывалось, что Г. А. Мавлянов (1958}
просадочность считал критерием принадлежности породы к лёссу.
Автор этой работы в 1951 г. также указывал на «важность просадоч-
ных свойств для диагностики лёссов», но позже (Кригер, Емельянова,
1953) счел нецелесообразным использование этого критерия. Более де-
тальное статистическое изучение свойств лёсса Средней Азии и Алтая
показало, что связь пористости и просадочных свойств сравнительно сла-
бая, а среди пород, имеющих все признаки лёсса по гранулометрическому
составу, пористости, известковистости и внешнему виду, часто встреча-
ются непросадочные разности. Кроме того, необходимо иметь в виду,
что способность породы к дополнительному уплотнению является пере-
менным свойством, зависящим от ее естественной влажности (Денисов»
1953).
Таким образом, понятие о «лёссе» целесообразно отличать от поня-
тий о просадочных и дополнительно уплотняющихся породах. Лишь
в частном (правда, очень распространенном) случае лёсс следует счи-.
тать просадочной породой.
Морфологическое определение лёсса. К. И. Добровольский (1939)
предложил вкладывать в термины «лёсс» и «лёссовидный грунт» не ге-
нетическое или литологическое, а морфологическое понятие, подразуме-
вая породу с трубчато-канальчатой дополнительной пористостью, из-
вестковистостью и пр. Эта точка зрения не получила распростра-
нения.
Территориальное определение лёсса. Лёсс как породу, диагности-
ческим признаком которой является развитие ее на некоторой террито-
рии, определяет А. Н. Розанов.
В 1951 г. он дал литологическое определение лёсса. По его мнению,
«лёссы можно характеризовать как неслоистую однородную (по окраске,
сложению и механическому составу) мелкопылевато-суглинистую (по
преимуществу) сильно макроагрегированную карбонатную породу па-
левого цвета». Но уже в это время А. Н. Розанов (1951) указал, что
«лёссы —наиболее типичная материнская порода сероземной зоны».
Позже А. Н. Розанов (1952) отметил, что области распространения:
лёссовых отложений «вследствие принимаемого в настоящее время
2* 19
довольно пространного понятия об этих породах, все расширяются, охва-
тывая собой различные пояса и зоны от жарких и пустынных степей,
степи и лесостепи до подмерзлотных районов Якутии». «Чтобы лучше
разобраться в этом большом и сложном вопросе, представляется более
правильным сосредоточить главное внимание на особенностях и про-
исхождении лёссовых отложений отдельных крупных областей. Среди
них особенно выделяются среднеазиатские лёссы, которые и следует
по нашему мнению, относить к типичным» (стр. 611).
Подобный взгляд на лёсс А. Н. Розанов не развивает достаточно под-
робно и не сравнивает лёсс различных районов. Между тем такое сопо-
ставление обнаруживает сходство лёсса даже весьма удаленных друг
от друга местностей. Кроме того, если признать законным поиски голоти-
па лёсса на какой-либо территории, то следовало бы обратить внимание
на лёсс долины Рейна (где он был впервые описан) или бассейна Хуанхэ
(где он был впервые детально изучен).
ПРИМЕР ВЫДЕЛЕНИЯ ТИПИЧНОГО ЛЕССА
В ДЖУНГАРСКОМ АЛАТАУ
На конкретном примере может быть показана важность раз-
деления лёсса и лёссовидных образований. Описываемый район распола-
гается на северном склоне Джунгарского Алатау. Здесь лёссовые поро-
ды описывались Л. И. Прасоловым (1911), И. Н. Горностаевым (1929),
М. М. Юдичевым (1940) и другими исследователями, хотя описания эти
ограничивались лишь приведением очень кратких данных.
В пределах нижней ступени адыров на правобережье р. Каратал ниже
г. Текели лёссовые образования были расчленены на типичный лёсс
и лёссовидные породы. Здесь можно различить (рис. 2), по крайней мере,
четыре горизонта аллювиальных террасовых отложений. Над поймой
возвышается I надпойменная терраса, высотой 5 м над р. Каратал;
в саях (оврагах) она выражена лишь в виде незначительных обрывков.
Более высокая II надпойменная терраса хорошо прослеживается в саях,
но морфологически неразличима вдоль р. Каратал, так как прикрыта
нивелирующим слоем лёссовых пород. Высота галечников этой террасы
над р. Каратал составляет 10—12 м. Более древним горизонтом является
III надпойменная терраса, имеющая значительное распространение. Ее
галечники возвышаются над р. Каратал на 15—18 м. Еще более древний
аллювий, поднимающийся до 30—45 м над р. Каратал, погребен под
мощной толщей лёсса и слабо изучен. Не исключена возможность, что
здесь мы имеем не одну, а две погребенные террасы.
Лёссовые породы описываемого района делятся на четыре группы:
лёсс, аллювиальные лёссовидные суглинки (II и III надпойменных тер-
рас), лёссовидные суглинки современной террасы и делювиальные
лёссовидные суглинки.
В качестве примера на рис. 3 показано распространение различных
видов лёссовых пород на участке правобережья р. Каратал. Маломощ-
ный покров лёссовидного делювия не показан на схеме, так как, с одной
стороны, он местами скрывает границу распространения лёсса (типично-
го), а с другой — его выделение обычно сопряжено со значительными
трудностями вследствие морфологического сходства различных видов
лёссовых пород. Описываемый участок располагается в основном на двух
Геоморфологических элементах: на холмистой поверхности высоких
террас р. Каратал, покрытых лёссом, и на ровной (в общем падающей
на запад) поверхности низкой террасы. Последняя рассматривается как
аналог II надпойменной террасы р. Каратал (см. рис. 2). Эта. терраса
Прорезает территорию высоких террас, образуя древнюю разветвленную
Долину. В эпоху I надпойменной террасы и современного эрозионного
20
цикла на площадке образовались
овраги, обычно приуроченные к древ-
ним долинам и поверхностям II над-
пойменной террасы, но местами про-
резающие высокий геоморфологиче-
ский уровень. Выше верховьев этих
оврагов часто наблюдаются вися-
чие долины, днища которых образо-
ваны поверхностью II террасы.
В оврагах имеется слаборазвитая
невысокая пойма и иногда неболь-
шие обрывки I надпойменной терра-
сы. Главнейшее значение в строении
участка принадлежит лёссу и аллю-
виальным отложениям 11 надпой-
менной террасы. Все лёссовые отло-
жения на данном участке морфоло-
гически сходны между собой. Во
многих случаях их невозможно раз-
личать по отдельным образцам.
И лишь изучение условий их залега-
ния, наличие прослоев галечников
или щебенки, а также статистиче-
ские исследования физико-механи-
ческих свойств пород и состава лег-
корастворимых солей позволили
различить разновидности лёссовых
пород.
По условиям залегания лёсс и
аллювиальные лёссовидные породы
резко различаются (рис. 4): лёссо-
видные суглинки залегают в саях и
слагают преимущественно II над-
пойменную террасу, лёсс залегает
на вторичных водоразделах, на га*
лечниках более древних террас.
Лёсс имеет палевую окраску, и
мощность его иногда превышает
30 м. Характерной особенностью
лёсса является его исключительная
однородность по всей толще. Лишь
в одном случае был встречен про-
слой лёссовидного суглинка, мощ-
ностью 1,5 ж, отличающийся от
остальной. толщи лёсса наличием
включений щебня в количестве до
20% от общей массы породы. Во
всех других случаях прослои грубо-
обломочного материала в лёссе от-
сутствуют. Поразительно, что в нем
также не обнаружены сколько-ни-
будь отчетливые признаки ископае-
мых почв, хотя известковистость и ;
наличие вертикальных канальцев во всей толще лёсса указывают на
влияние процессов почвообразования входе седиментации. Видимые нево-
оруженным глазом мелкие поры (канальцы) присутствуют в количестве
20—22 на 1 см2; крупные вертикальные канальцы, диаметром 1,5—2 мм,
21
Рис. 3. Схема распространения четвертичных отложений на участке в предгорьях Джунгарского Алатау
1 - молодой аллювий; 2 - долинные лёссовидные суглинки; 3 - «одораздельный лёсс, АБ, ВГ, ДЕ _ линии геологических разрезов
1"' v^"***»»11**11 |*<и!ы» immwhhi*.w.W "^Muti. .,. i^» i। ». йппт^)Ийж«Ь*1. , I n r r; wiamw It • *№11 -, n i*wiw™.i« l».-r>iww»«*n1. Г Ilf „ tn»I - П nir iMiiiii frfc, 111 a I liii
встречаются реже. Изредка в лёссе наблюдаются раковины наземных
моллюсков и известковые журавчики. .
Аллювиальные лёссовидные суглинки надпойменных террас по
сравнению с лёссом имеют несколько более пеструю окраску: серовато-
желтую, желтовато-коричневую, желтую, коричневую. Они являются
известковистыми, макропористыми. Поры имеют диаметр 0,5—0,7 мм;
они встречаются в количестве 10—15 на 1 см2. Для описываемых суглин-
ков характерно присутствие прослоев и линз галечников, песка и ще-
бенки.
Меньше распространены аллювиальные лёссовидные суглинки, сла-
гающие в оврагах голоценовую террасу, высотой до 1—2 м. Эти суглин-
ки имеют серовато-желтую и серовато-коричневую окраску, а также
видимые невооруженным глазом поры. Они содержат раковины назем-
ных моллюсков.
Лёссовидные суглинки склонов (делювиальные) морфологически
очень мало отличаются от лёсса. Мощность их достигает 3,6 м, границы
с подстилающим слоем лёсса иногда наблюдаются с трудом.
Касаясь свойств лёссовых пород данного участка, мы остановимся
на описании лишь лёсса и аллювиальных суглинков надпойменных тер-
рас, поскольку другие разновидности лёссовых пород имеют ограничен-
ное распространение.
Лёсс на описываемой территории имеет обычный для этой породы
микроагрегатный состав: обилие (45—59%) фракции 0,01—0,05 мм,
малое количество (9—16%) фракций < 0,005 мм и отсутствие фрак-
ции > 0,25 мм. Агрегированность лёсса невысокая. Сопоставление ана-
лизов микроагрегатных и дисперсных (с отмывкой солей раствором НС1)
показывает небольшое (4—10%) количество фракций < 0,005 мм, уча-
ствующих в образовании агрегатов. Пористость лёсса изменяется в пре-
делах 47,5—51,0%, причем в пределах одного образца наблюдаются
колебания пористости до 0,7%.
Грунтовые воды в лёссе отсутствуют. Естественная влажность его
невысокая и до глубины 12 м изменяется в пределах 6,0—8,4%, причем
направленная тенденция изменения естественной влажности с глубиной
отсутствует.
Просадочные свойства лёсса изучались в компрессионных приборах
при нагрузках природных и стандартной 3 кг!см2. В шурфе 2171а при
природных нагрузках просадочность увеличивается с глубиной в связи
с возрастающей величиной природного давления: в верхней части толщи
грунт не просадочный, на глубине 12 м при нагрузке 1,75 кг)см2 коэффи-
циент относительной просадочности составляет 0,07. При стандартной
нагрузке 3 кг/см2 коэффициент относительной просадочности изменяет-
ся в пределах от 0,034 до 0,136.
Водные вытяжки показывают преимущественно сульфатное засоле-
ние лёсса. Количество сульфатов пропорционально общему количеству
воднорастворимых солей, извлекаемых водной вытяжкой из лёсса, и об-
щее количество солей изменяется в широких пределах от 50 до 1240 мг
на 100 г сухой породы.
Наливы в шурфы по методу Нестерова показывают, что на постоян-
ной глубине 0,6 м от поверхности земли коэффициент фильтрации лёсса
изменяется в пределах 0,58—2,90 м!сутки при среднем значении
1,35 м!сутки. При этих наливах в течение одних суток наблюдалось про-
мачивание породы до глубины 3,5—9,0 м, в среднем 5,9 м.
Несколько иные свойства имеют лёссовидные суглинки II надпой-
менной террасы.
Гранулометрический состав этих лёссовидных отложений менее одно-
роден, чем состав описанного выше лёсса. По данным микроагрегат-
ного анализа, количество частиц 0,01—0,05 мм колеблется в пределах
24
36,3—55,8%, частиц <0,005 мм— в пределах 11—23%; наиболее круп-
ные фракции, содержащиеся в количестве >0,5%, имеют диаметр от
0,10—0,25 до 2—5 мм и больше. Агрегированность лёссовидных суглин-
ков невысокая, и количество частиц <0,005 мм, участвующих в образо*
вании агрегатов, составляет от 2 до 11%. Пористость этих суглинков
составляет 42,0—55,5%, причем в одном образце она может меняться
67-
2 -
4 -
6 •
8 -
10-
12 -
/4 -
16 -
18-
20-
22-
2Ь -
26-
28-
30-
32 -
J4 -
36 -
38 -
40-
МикроагрегагнЬю „ „ „ , , t
гранулометрический 8 0 ; С а; М g (мг/ока)
состав Пористость, % о ip 20 30 4р 5р
О 20 4/7 ВО 80 fOOah 4/ 4<7 4/ 47 Ь9 ' ' 1 '
'--1-1--1-1--—'1ЫУ.7О _ г-' IHffV
Рис. 5. Колонка шурфа-скважины на правом берегу р. Каратал
1 — пористость, %; 2 — объемный вес, г/гл/3; <3 — SO4, мг/экв\ 4 — Са, мг/экв*
5 — Mg, кг/эки', 6 —соли, отмытые НС1, %; а — лёсс; б — галечник. Шкала
слева — метры
в пределах до 1% и больше. Грунтовые воды в лёссовидных суглинках
отсутствуют, но естественная влажность меняется в широких пределах
от 10 до 20%. Более высокие, по сравнению с лёссом, значения есте-
ственной влажности этих суглинков объясняются главным образом
орографическими условиями их залегания (пониженные участки и до-
лины) .
Просадочные свойства аллювиальных лёссовидных суглинков изуча-»
лись в компрессионных приборах при нагрузке природных и стандарт-
ной 3 кг/см2. При природных нагрузках порода на глубинах до 8 м во
всех изученных случаях (13 монолитов) оказалась практически не проса-
дочной (коэффициент относительной просадочности не превосходит 0,01
и по большей части равен нулю):. При нагрузке 3 кг!см2 этот коэффи-
25
циент у лёссовидных суглинков изменяется в широких пределах от 0,002
до 0,095.
По составу водорастворимых солей лёссовидные суглинки отличают-
ся от лёсса относительно меньшим количеством сульфатов. Количество
водорастворимых солей, по данным водных вытяжек из лёссовидных
суглинков, составляет 60—100 мг/\00 г породы (см. ниже).
Определение коэффициента фильтрации лёссовидных суглинков по
способу Нестерова дало цифры 0,41—0,97 м/сутки,-. в среднем
0,69 м[ сутки, т. е. почти вдвое меньше, чем коэффициент фильтрации лёс-
са. При этих опытах промачивание грунтов наблюдалось до глубины
4,0—4,5 м.
Сравнительно незначительные различия свойств лёсса и лёссовидных
суглинков определяют трудности стратиграфического расчленения лёссо-
вых пород в данном районе. В частности в рассмотренном случае
наличие прислонения лёссовидных суглинков II террасы к типичному
лёссу не может считаться доказанным: при постепенном переходе этих
суглинков в лёсс различия их свойств легко объяснить различиями усло-
вий увлажнения в период седиментации и эпигенеза. Лишь различия
гранулометрического состава, выявляемые анализами, имеют более глу-
бокое значение и не могут зависеть от увлажнения породы.
Несмотря на визуальную однородность лёсса, его подразделение на
горизонты остается принципиально возможным при детальных исследо-
ваниях. В этом отношении заслуживают внимания исследования физико-
механических свойств и содержания водорастворимых солей в породе.
Разрез шурфа-скважины № 2230, показывающий изменение свойств
лёсса в разных горизонтах, приведен на рис. 5.
В данном примере лёсс и лёссовидные суглинки кажутся очень сход-
ными при визуальном их наблюдении в образцах, но они различаются
йо условиям залегания и свойствам, выявленным аналитическими мето-
дами. Это обстоятельство должно учитываться при изучении происхож-
дения лёссовых пород. Оно имеет и большое практическое значение
в работе инженера. Поэтому из общей группы лёссовых пород следует
выделять собственно лёсс, который является субаэральным образова-
нием, залегает местами мощными толщами и весьма однороден как
в плане, так и в вертикальном разрезе.
Небольшие различия свойств лёсса и лёссовидного суглинка в при-
веденном примере не следует канонизировать. В других местах может
быть типичный лёсс со свойствами, отвечающими свойствам лёссовид-
ного суглинка в данном примере. Во всех подобных случаях для отне-
сения породы к типичному лёссу или лёссовидным образованиям в ка-
честве критерия следует учитывать условия залегания породы.
ВЫВОДЫ ПО ТЕРМИНОЛОГИИ
До настоящего времени в литературе имеется большое коли-
чество мнений относительно понятия термина «лёсс». Это обстоятель-
ство не дает возможности различным исследователям говорить на одном
языке, что, в свою очередь, вызывает многочисленные споры о свойствах
лёсса и особенно о его происхождении. Отсутствие общепринятой тер-
минологии нередко служит поводом для введения новых определений.
Существуют следующие определения лёсса: генетическое, литологи-
ческое, инженерно-геологическое, морфологическое и территориальное.
Из них следует выбрать наиболее целесообразное. Необходимо учесть,
что в петрографии осадочных пород уже имеется ряд терминов, харак-
теризующих рассматриваемые породы в отношении их вещественного
состава и свойств (алевриты, пылеватые суглинки и супеси, силты).
26
Поэтому использование термина «лёсс» в таком же смысле не является
обязательным. Целесообразно при определении лёсса учитывать не толь-
ко состав и петрографические свойства породы, но и особенности геоло-
гического образования, например, генезис или условия залегания.
При генетическом определении лёсса возникает неудобство приме-
нения термина, связанное с трудностями бесспорного установления гене-
зиса породы в каждом отдельном случае. Неудобство инженерно-геоло-
гического определения лёсса (по просадочности) состоит в том, что не
всегда породы, относимые к лёссу большинством исследователей, обла-
дают просадочными свойствами, и, кроме того, способность породы
к просадке при увлажнении является переменным свойством и зависит
от ее естественной влажности.
Наиболее удобно использование литологического определения. Оно
принято и в классических работах основоположников учения о лёссе
(Richthofen, 1877), Однако литологическое определение должно быть
дополнено некоторыми характеристиками условий залегания породы
в природе, иначе из этого определения выпадают особенности, делающие
загадочным происхождение породы. Не вызывает сомнения возможность
аллювиального происхождения небольших толщ суглинков, литологи-
чески напоминающих лёсс, но переслаивающихся с галечниками. Однако
вызывает большие споры вопрос о возможности аллювиального или поч-
венного происхождения мощных однородных лёссовых толщ, плаще-
образно залегающих на водоразделах, не содержащих каких-либо про-
слоев, кроме ископаемых почв.
В соответствии со сказанным автор придерживается следующих опре-
делений (Кригер, 1962).
Лёссом называется алеврит (силт) светло-желтой (палевой) окраски
) с общей пористостью 40—55%, с видимыми невооруженным глазом ка-
' нальцами, неслоистый, известковистый (но не цементированный до со-
стояния полускальной породы), более или менее микроагрегированный,
склонный обваливаться вертикальными глыбами, залегающий плащом
i (в том числе нередко на высших точках водоразделов), обычно мощ-
) ностью не менее нескольких метров. Микроагрегатный механический
анализ породы пипеточным методом показывает количество фракций,
диаметром 0,01—0,05 мм («лёссовые» фракции) в пределах 30—55%,
количество глинистых фракций (диаметром < 0,005 мм) в пределах
I 5—30%; фракции, диаметром >0,25 мм, присутствуют в количестве не
1 более 5% и часто вовсе отсутствуют. Характерным свойством лёсса
\ является однородность механического состава в разрезе на разных глу-
j бинах и в плане на разных участках. Весьма редки прослои галечников
\ и песков, а также отдельные включения валунов и галек. Характерными,
но не обязательными свойствами лёсса являются случаи переслаивания
I его с погребенными почвами, а также включения раковин наземных
1 моллюсков и известковистых журавчиков (последние — в одиночку или
^прослоями).
Все породы, морфологически напоминающие лёсс, но не имеющие
полного комплекса вышеуказанных признаков, называются лёссовид-
ными.
Лёсс и лёссовидные породы объединяются под названием лёссовых
пород1. Введение этого термина следует считать очень важным. Арген-
ь-/ 1 Введение в труд о лёссе термина «лёссовые породы» следует считать ошибкой
у автора, объяснимой только его многолетней практикой как инженера-геолога. Это
побуждает его порою рассматривать в книге породы или отдельные свойства их,
не имеющие прямого отношения к теме и усложняющие, а иногда даже затемняющие
предмет исследований. «Лёссовые породы» — наименее удачный из «научно-производст-
венных» терминов, вводимых в науку. Звучание его не лучше, чем ^если бы стали гово-
рить или писать о «глиновых» или «песковых» породах. Объединение под одним назва-
нием лёсса и лёссовидных (а порой и только пылеватых, не лёссовидных) пород
27
тинские геологи для обозначения лёссовых пород в указанном смысле
употребляют термин лёссоид (Teruggi, 1957). Названием «лёссовые по-
роды» рекомендуется пользоваться во всех случаях, когда породы не
подвергались достаточно подробному исследованию, дающему право
отнести их к лёссу. У лёссовых пород диапазон изменения свойств,
разумеется, более широкий, чем у лёсса. По этой причине едва ли целе-
сообразно за нижний предел содержания фракции 0,01—0,05 мм в лёс-
совых породах считать 50%, как это рекомендуется в резолюции Киев-
ского совещания по лёссу.
Таким образом, к определению лёсса предъявляются довольно стро-
гие требования, которые могут быть удовлетворены только при наличии
наблюдений в поле и лабораторных исследований. Несомненно, во мно-
гих случаях породы, описываемые в литературе как лёсс, согласно при-
веденному определению, должны быть отнесены к лёссовидным породам.
Необходимо, однако, подчеркнуть, что даже в таком строго определен-
ном понимании лёсс имеет очень широкое распространение в СССР и в
зарубежных частях Азии, Европы, в Северной и Южной Америке.
С точки зрения данных выше определений, к лёссовидным породам
должны быть отнесены излишне известковистые разности («каменные
лёссы»), породы с высокой (>52—55%) или низкой (<40%) пори-
стостью, с повышенным (>52—55%) или пониженным (<30%) содер-
жанием фракции 0,01—0,05 мм (при определении микроагрегатным
анализом пипеточным методом) и т. д.
Вопреки пожеланиям некоторых исследователей (Плотников, 1953),
в данных выше определениях принято, в полном согласии с требова-
нием М. И. Ломоновича (1953), чтобы принадлежность породы к лёссу
устанавливалась не по образцу, а в поле, с учетом условий залегания
породы. По этой причине я полагаю, что породы, имеющие все литоло-
гические признаки лёсса, но обладающие малой мощностью или содер-
жащие прослои галечников, целесообразно именовать лёссовидными
породами.- Лишь в тех случаях (Европа, Северная Америка), когда по-
рода, суммарной мощностью не менее нескольких метров, переслаивает-
ся с ископаемыми почвами зонального типа, можно говорить о принад-
лежности ее к лёссу, несмотря на малую мощность отдельных ее гори-
зонтов.
Возможно, что данное определение в некоторых случаях не полностью
устраняет элемент субъективизма при отнесении породы к лёссу или лёс-
совидным образованиям. Однако, несомненно, что это определение де-
лает понятие о лёссе значительно более узким, чем понятие о лёссовых
породах.
В настоящее время не возникает сомнений, что лёссовидные породы
могут иметь различное происхождение. Наиболее остро стоит вопрос
о происхождении типичного лёсса: по этому поводу ведется горячая
дискуссия. Строгое разграничение лёсса и лёссовидных пород в процессе
этой дискуссии надо признать обязательным.
Вероятно, целесообразно отказаться от употребления терминов «слои-
стый лёсс», «озерный лёсс», «выщелоченный лёсс» и других, относя эти
породы к лёссовидным. Термин «каменный лёсс» следует признать не-
удачным; однако за отсутствием лучшего названия его можно сохранить.
С инженерно-геологической точки зрения, среди лёссовых пород наи-
больший интерес представляет лёсс (в данном выше определении). Для
толщ этих пород может быть характерна большая потенциальная вели-
вызывает у автора необходимость выделять «типичный лёсс», а многим другим авто-
рам открывает путь к фантастическим водным гипотезам, влияние которых оставляет
местами след и в описаниях автора. (Прим. ред.).
28
чина просадочности. Однако и лёссовидные породы могут являться при
увлажнении просадочными под влиянием собственного веса или допол-
нительно уплотняющимися под нагрузкой от сооружений.
В заключение следует отметить, что необходимость различным
исследователям договориться о едином понимании термина «лёсс»
сейчас кажется очевидной. Для этого, вероятно, имеется только един-
ственный путь: принять решение по данному вопросу на Международ-
ном геологическом конгрессе. К этому призывает и А. Ян (Jahn, 1955).
Хотя на этом пути имеются трудности, их не следует преувеличивать.
Принятие терминологии и определений является вопросом не столько
научно-теоретическим, сколько научно-организационным. Так как тре-
буется найти терминологию наиболее целесообразную и приемлемую
для большинства исследователей, то решение этого вопроса может быть
достигнуто только голосованием после проведения необходимых дискус-
сий.
Глава II
КЛАССИФИКАЦИЯ лессовых ПОРОД
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ КЛАССИФИКАЦИИ
Для изучения и описания всего разнообразия лёссовых отло-
жений требуется их классификация. Последняя может основываться на
генетическом, петрографическом, инженерно-геологическом, стратигра-
фическом и геоморфологическом принципах. К сожалению, опытов про-
ведения систематической классификации лёссовых пород до сих пор еще
не достаточно. Однако уже давно указывалось на то, что наряду с типич-
ным лёссом встречаются и сходные с ним образования. Попытка разде-
ления лёссовых пород была предпринята Ф. Рихтгофеном (Richthofen,
1877), который в Китае различал континентальный (наземный) и озер-
ный лёсс. Последний обладает слоистостью, лишен вертикальных ка-
нальцев и содержит повышенное количество водорастворимых солей.
Иногда он переслаивается с «каменным лёссом» («известковым туфом»,
по терминологии Ф. Рихтгофена). В Средней Азии А. Миддендорф
(1882) различал первичный и вторичный (озерный, по Ф. Рихтгофену)
лёсс, а И. В. Мушкетов (1886)—«неслоистый» эоловый и «слоистый»,
отложенный водными потоками. Эта идея разделения субаэральных и
аквальных лёссовых пород в дальнейшем получила значительное рас-
пространение (Обручев, 1948; Москвитин, 1933).
П. А. Тутковский (1897) при исследованиях в Луцком уезде Волын-
ской губ., где А. П. Карпинский (Барбот де-Марни, Карпинский, 1873)
ранее описал «пресноводный лёсс», отметил развитие субаэрального не-
слоистого лёсса и, участками, преимущественно в пониженных местах,—
пресноводного лёсса. Последний имеет желтоватую окраску, тонкую
горизонтальную слоистость (местами образующую мелкие волокнистые
изгибы), вскипает с кислотой, содержит редкие мергельные конкреции
и фауну Pisidium, Helix, Succinea, Limnaeus, тогда как в субаэральном
лёссе встречается только Pupa muscorum. По мнению П. А. Тутковского,
на изученной им территории пресноводный лёсс синхроничен нижней
части субаэрального, и в обоих случаях материал приносился одним
источником. Впоследствии «пресноводный лёсс», наряду с континенталь-
ным, неоднократно описывался в русской литературе (Крокос, 1927; За-
морий, 1957).
Г. Горушицкий (Horusitzky, 1903, см. также Глинка, 1909) в Венгрии
различал наземный и болотный (или пойменный) лёсс. По представле-
ниям Г. Горушицкого, «болотный лёсс» не является продуктом пере-
отложения типичного лёсса, а образовывался одновременно с последним
на территориях древних пойменных пространств за счет выпадения
эоловой пыли. Отсутствие грубозернистого материала в «болотном лёс-
се» указывает на отложение пыли в бассейнах медленно текущих вод.
«Болотный лёсс» наблюдался Г. Горушицким иногда также среди обла-
сти развития континентального лёсса в понижениях и долинах (с. Муж-
ла). Этот «лёсс» образовывался в местах накопления дождевых вод, не
имевших стока. Иногда «болотный лёсс» залегает под типичным лёссом.
30
Г. Горушицкий заключает, что пыль первоначально падала в болото,
которое затем пересохло, но пылепад продолжался. «Болотный лёсс»,
по данным Г. Горушицкого, отличается от типичного лёсса плотностью,
меньшей пористостью, меньшей водопроницаемостью. Г. Горушицкий
считал, что болотный лёсс не является аналогом озерного лёсса Ф. Рихт-
гофена и что аналоги болотного лёсса могут быть указаны в Китае в виде
лёссовых толщ -с черными прослоями. Известковые конкреции в типич-
ном лёссе вытянуты в вертикальном направлении, а в «болотном лёссе»
лежат горизонтально. Окраска «болотного лёсса» может быть различ-
ной (белая, светло-желтая, темная, иногда аналогична окраске типич-
ного лёсса). По более поздним данным Р. Рунгальдиера (Rungaldier,
1933) и А. Шейдига (Scheidig, 1934), «болотный лёсс»— глинистая и
жирная порода, часто со значительным количеством органических ве-
ществ. А. Шейдиг, описывая образец этой породы из бассейна р. Тиссы,
указывает его пористость 39%. Аналогом «болотного лёсса», очевидно,
является (Rungaldier, 1933; Scheidig, 1934) «пойменный лёсс» (Inundar
tionsloss). Фауна моллюсков «болотного лёсса», по данным Г. Горушиц-
кого, представляет собой смесь наземных и влаголюбивых форм: Helix,
Succinea, Planorbis, Limnaea, Bithynia, Pisidium и пр. Г. Горушицкий
предполагал, что распространение «болотного лёсса» с подобной фауной
в Венгрии может быть значительным. Близкий комплекс фауны (опи^
сываемый как «лёссовая» фауна) иногда встречается и в типичных вод-
ных отложениях. Например Р. Хандманн (Handmann, 1903) указывает’
на аналогичную «лёссовую» (по его терминологии) фауну из песчаных
отложений к юго-западу от оз. Балатон, связывая появление этой фауны
с прежним, более широким распространением озера.
Вслед за венгерскими геологами «болотный лёсс» был выделен так-
же югославскими исследователями. П. Стеванович (1929) в лёссовых
отложениях Белграда нашел смешанную фауну озерных и наземных
моллюсков и пришел к выводу о том, что эти отложения О!бразовались
в болотных топях. По мнению П. Степановича, сходными образованиями
являются озерный лёсс Китая, по Ф. Рихтгофену, а также пресноводный
лёсс Волыни, по А. П. Карпинскому, и быв. Луцкого уезда, по П. А. Тут-
ковскому. Недавно Д. Милович (Milovic, 1959) описал инженерно-гео-
логические свойства болотного лёсса Югославии.
Слоистые лёссовидные породы водного происхождения, наряду с не-
слоистым лёссом, выделяют также польские исследователи (Mojski i
Trembaczowski, 1961; Pachucki, 1952; Proszynski, 1952; Grabowski,
1961 и др.).
Некоторые исследователи выделяют разновидности «лёсса» в соот-
ветствии с местными географическими, геоморфологическими и другими
условиями.
Например, А. И. Набоких (1914, 1915а) описал на Украине «шоко-
ладный лёсс» (по специфической окраске, связанной с процессами оглее-
ния, вызванными влиянием грунтовых вод), «кротовинный лёсс» (под-
стилает современные или ископаемые почвы). Так называемый «лёсс
юго-западного типа», но А. И. Набоких, или «метаморфизованный лёсс»,
по В. В. Ласкареву (1912), характеризуется обилием охристых пятен,
разводов и бобовинок и представляет собой, согласно В, И. Крокосу
(1927), начальный этап образования «шоколадного лёсса».
В 1931 г. Л. А. Лепикаш (1931) в Проскуровском округе на Украине
различил в первом (сверху) ярусе лёсса разновидности географические
(легкосуглинистый и суглинистый лёсс разных частей округа), динамо-
метаморфические (супесчаный лёсс террас, глинистый лёссовый делю-
вий, лёсс с обломками пород), гидрометаморфические (оглеенный кар-
бонатный лёсс, выщелоченный лёсс) и педометаморфические (кротовин-
ный лёсс под чепноземами и слабооподзоленными почвами, глинистый
31
лёсс под подзолистыми почвами, карбонатный лёсс, с карбонатами
иллювиального происхождения, выщелоченный лёсс).
В. Г. Бондарчук (1939) различает лёсс долинный и водораздельный.
В долинном лёссе различаются субаквальный (с наземной и пресновод-
ной фауной, с ископаемыми почвами) и эоловый (без органических
остатков, ископаемые почвы редки) типы. В водораздельном выделяют-
ся: субаэральный лёсс аллювиальных равнин (мощность небольшая,
органические остатки почти отсутствуют, ископаемые почвы редки),
долинный субаэральный аллювиальных равнин (мощность большая,
ископаемые почвы нередки, состав большей частью песчаный) и суб-
аэральный предгорных равнин (глинистый, обогащенный гумусом, иско-
паемые почвы встречаются лишь местами, остатки организмов исклю-
чительно редки).
Ж. Дюбуа (Dubois, 1931) выделяет суглинки различных генетиче-
ских типов и, наряду с ними, в качестве самостоятельного образования —
лёссовидный суглинок и лёсс (в том числе «молодой лёсс» — эржерон).
А. Шейдиг (Scheidig, 1934) различает, кроме типичного лёсса, его
разновидности: песчаный лёсс и лёссовый песок, водный лёсс (отложен-
ная в воде пыль), лёссовидный суглинок в первичном залегании, лёссо-
вые почвы (например, чернозем), намывной лёсс (лёсс склонов, долин-
ный, дельтовый), озерный лёсс Рихтгофена, венгерский болотный лёсс,
пампасский лёссовидный суглинок, североамериканский пойменный лёсс
(floodplainloess является родственным паннонскому Inundationsloss).
Кроме того, А. Шейдиг описывает родственные лёссу породы: пере-
мытые мергелистые пески, пылеватые породы (диаметр частиц 0,002—
0,06 мм), обычно водного происхождения, вулканические рыхлые массы,
современные эоловой пылевые отложения, техническая пыль (угольная,
цементная и пр.). А. Шейдиг указывает, что вулканические массы Гва-
темалы (по Б. Ленцу) и Гавайских островов (по Палмеру) по внешнему
облику и гранулометрическому составу сходны с лёссом.
Приведенный перечень лёссов (по А. Шейдигу) и сходных с ним по-
род нельзя считать классификацией в точном смысле этого слова, так
как отдельные элементы этого перечня не являются выделенными по
какому-либо определенному принципу.
В 1948 г. И. И. Трофимов предложил генетическую классификацию
лёссовых пород Таджикистана (1950; 1953). Этот исследователь разли-
чает лёсс эолового происхождения и лёссовидные породы. Последние
отличаются от лёсса приуроченностью к строго определенным орогра-
фическим элементам, невыдержанностью и неоднородностью строения
толщ и обычно наличием прямой связи гранулометрического и минера-
логического состава с местными породами, за счет которых они образо-
вались. В лёссе (эоловом) И. И. Трофимов различает три генетических
типа в зависимости от происхождения пыли (пыль, принесенная изда-
лека, из местных гор, или из тех и других источников). Среди лёссовид-
ных пород различаются элювиальные, делювиальные, пролювиальные,
озерно-аллювиальные и смешанные (переслаивание осадков разного
генезиса). По мнению И. И. Трофимова, отсутствие в прошлом учета
фаций лёссовых пород явилось главной причиной возникновения разно-
образных гипотез его происхождения.
Существование лёссовых пород разного происхождения подтверж-
дается и другими исследователями (Г. А. Мавлянов, Н. И. Кригер и др.).
В частности Г. А. Мавляновым (1950, 1958; Мавлянов и др., 1963) вы-
деляются:
1. Группа лёссовых пород: лёсс эоловый и лёсс пролювиальный.
2. Группа лёссовидных пород: лёссовидные породы эоловые (дегра-
дированный лёсс), пролювиальные, делювиальные, аллювиальные,
элювиальные, ледниковые (моренные), флювиогляциальные/
32
В Заилийском Алатау М. И. Ломонович (19536) описывает лёсс, лёс-
совидные породы и смешанные образования. В лёссе он выделяет
фации: водоразделов на предгорной равнине, водоразделов на пред-
горьях, горного рельефа и речных террас. Среди лёссовидных пород раз-
личаются аллювиально-элювиальные, делювиально-элювиальные, про*
лювиально-элювиальные и флювиогляциально-элювиальные. В каждом
из этих генетических типов выделяются фации соответственно геоморфо-
логическим условиям. Смешанные образования состоят из чередования
лёсса с продуктами его переотложения; соответственно этому выде-
ляются генетические типы: аллювиально-эоловый, делювиально-эоловый,
пролювиально-эоловый и флювиогляциально-эоловый.
За последние годы специальная комиссия Венгерской Академии наук
предложила классификацию лёссовых пород Венгрии. Эта классифика-
ция приведена в работе Илоны Михальи-Ланьи (1953), в нашей литера-
туре уже кратко реферированной В. А. Обручевым (1956). В этой клас-
сификации различается:
А. Анемокластическая (отложенная из воздуха) группа осадков.
I. Накопление эоловой пыли на сухой местности, заросшей травой (по-
ристость высокая, листочки слюды и окатанные песчинки располагаются
вдоль ходов корней): 1) типичный лёсс сухих мест (количество фракции
0,02—0,05 мм составляет 45—60%, иногда много частиц 0,01—0,02 мм,
количество СО2 составляет 15—20%); 1а) лёсс сухих склонов, разно-
видность предыдущего (местами содержит обломочный материал);
2) песчаный лёсс сухих мест (наряду с фракцией 0,02—0,05 мм видное
место занимает фракция 0,05—0,1 мм)-, 3) лёссовый тонкий песок сухих
мест (количество фракций 0,02—0,05 мм и 0,05—0,1 мм одинаково);
4) лёссовый песок (преобладает фракция 0,1—0,5 мм, но лёссовая
структура еще видна).
II. Накопление эоловой пыли на влажной местности, заросшей тра-
вой (пористость меньше, под микроскопом обнаруживается слоистость
и лёссовая структура, листочки слюды располагаются параллельно, со-
держатся водные и сухолюбивые брюхоногие, наслоенность видна не-
вооруженным глазом): 1) лёсс влажных мест; 2) тонкий песчаный лёсс
влажных мест; 3) лёссовый тонкий песок влажных мест.
В. Гидрокластическая группа. Накопление эолового материала на
местности, периодически покрытой водой (пористость еще меньше,
видна слоистость, листочки слюды располагаются параллельно и гори-
зонтально).
I. «Болотный лёсс», осажденный в периодически стоячих водах, по-
крытых болотной растительностью.
II. «Инфузионный (отложенный в воде) лёсс» (образуется в стоячих
или текучих водах, лишенных растительности): 1) отложение стоячих
вод; 2) отложение пойм рек: тонкий речной песок с илистыми и глини-
стыми прослоями.
В. Прочие осадки эоловой пыли. I. Образования, возникшие в ре-
зультате эпигенетического изменения лёсса: 1) осаманизированный
(оглиненный) лёсс (частичное или полное изменение лёсса по окраинам
гор или в областях относительно влажного климата); 2) солонцеватый
глинистый лёсс (образуется в периодически затопляемых местах, рас-
положенных в понижениях равнины, и характеризуется засолением кар-
бонатом, хлоридом и сульфатом натрия; на гранулограммах максимум
падает на фракции от 0,002—0,01 до 0,02—0,1 мм).
II. Осадки, образовавшиеся из эоловой пыли на увлажненных ме-
стах: 1) желтый саман (глинистая порода), лишенный извести; 2) буро-
ватый саман, лишенный извести; 3) красноватый саман, лишенный
извести. Последние две разновидности пород образовались при наибо-
лее влажном климате.
3 Н, И, Кригер в £3
III . Осадки с лёссовым материалом, перемещенным различными
путями, т. е. солифлюкцией, гравитационными движениями, водой (до-
линный лёсс, голоценовые пойменные осадки). Они уже не могут счи-
таться лёссом.
И. Михальи-Лань,и отмечает, что все образования, возникающие из
эоловой пыли, средой осаждения которых является вода (гидрокласти-
ческие осадки), уже не относятся к лёссовой группе, но включены
в классификацию ради полноты схемы, так как источником их, как и
пород лёссовой группы, является эоловая пыль.
Нельзя не признать большой интерес приведенной классификации.
Однако опорным ее пунктом является оценка значения гранулометриче-
ского состава и пористости, как.показателей генезиса пород. Это значе-
ние И. Михальи-Ланьи явно переоценивает. Некоторые различия
в структуре пород отдельных подразделений этой классификации очень
важны, но едва ли их можно признать достаточными для определения
генезиса породы. Данную классификацию можно рассматривать как
первый шаг на пути создания генетической классификации лёссовых
пород Венгрии. Дальнейшую разработку этой классификации, по наше-
му мнению, следует вести с более широким учетом условий их зале-
гания.
П. Кривая (Krivan, 1955) на основе изучения знаменитого лёссового
разреза у с. Пакш на Дунае несколько видоизменяет приведенную клас-
сификацию. Он различает лёсс неизмененный и измененный. В каждой
из этих групп он выделяет лёсс, отложенный в степи, лесостепи, боло-
тах и в водных бассейнах (инфузионный лёсс). В лесостепных и степных
лёссах, в зависимости от отсутствия или наличия слоистости, характера
расположения листочков слюды, а также большего или меньшего коли-
чества фракций <0,02 мм, различаются лёссы сухих и влажных мест.
Лесостепной лёсс отличается от степного более бурой (до красно-бурой)
окраской, наличием фауны термофильных и лесных гастропод. К изме-
ненному лёссу принадлежат ржавые горизонты и ископаемые почвы
в лёссовой толще. П. Кривая является противником гипотезы лёссообра-
зсвания Л. С. Берга и настойчиво подчеркивает, что почвообразование
не создает лёсс, а лишь приводит к его метаморфизму.
Классификация П. Кривана представляет большой интерес, но имеет
те же недостатки, что и классификация И. Михальи-Ланьи. П. Кривая
на основе своей классификации делает далеко идущие выводы, восста-
навливая последовательность смены ландшафтов при отложении лёсса
у с. Пакш и интерпретируя эту смену на основе астрономической теории
Миланковича — Бачака. Работа П. Кривана представляет собой резуль-
таты обстоятельного исследования и привлекает к себе внимание, не-
смотря на наличие многочисленных спорных положений. В частности
в вышеприведенной классификации лёссовых пород могут возникать
значительные трудности при разделении лесостепных измененных лёс-
совых пород, что признает и сам П. Криван.
Интересна классификация лёссовых пород, недавно предложенная
В. В. Поповым (1957, 1958), который различает:
А. Лёссы — сильно недоуплотненные и просадочные пылеватые чет-
вертичные породы, с количеством частиц диаметром 0,005—0,05 мм
более 50—75%, с пористостью 42—50% и больше, макропористые, кар-
бонатные, неслоистые и однородные, обычно мощные: 1) эоловые лёссы
(«теплый» и «холодный» типы, по В. А, Обручеву); 2) водные лёссы
(облёссованные в процессе седиментации); 3) водно-ледниковые (флю-
виогляциальные и половодно-ледниковые); 4) аллювиальные (и отчасти
озерные); 5) пролювиальные и 6) делювиальные.
Б. Лёссовидные породы: 1) возникшие из различного по происхож-
дению мелкозема, облёссованного после его отложения; делювиального,
И
пролювиального, аллювиального, озерного, водно-ледникового, морен-
ного, морского, эолового (облёссованные пески и супеси) и элювиаль-
ного; 2) возникшие в условиях распространения многолетней мерзло-
ты («мерзлые лёссовидные» суглинки и супеси Восточной Сибири и др.)?
3) возникшие в результате видоизменения лёссов и лёссовидных пород:
деградированные лёссовые породы (уплотненные под давлением верх-
них горизонтов отложений, потерявшие «лёссовые черты» вследствие
естественного и искусственного замачивания) и засоленные («камен-
ные») лёссовые породы (карбонатные и гипсовые).
Следует упомянуть недавно опубликованную классификацию лёссо-
вых пород И. Ф. Лоренцова (1963). Он различает первичные эоловые
(отложения на суше и в воде) и вторичные различного происхождения
лёссовые породы. Кроме того, выделяются деградированные лёссовые
породы. И. Ф. Лоренцов не выделяет типичный лёсс.
Изложенное выше показывает, что генетические классификации
в большинстве случаев основываются на учете геологических агентов,
ответственных за отложение породы, и фаций, в которых происходило
это отложение. Сторонники эоловой теории, кроме того, классифицируют
лёссовые породы по климатическим условиям их образования. С этой
точки зрения очень важно разделение лёссовых пород на континенталь-
ные (связанные с пустынями) и гляциальные (связанные с древними
ледниками). Основу для такого деления дал еще Ф. Рихтгофен (Richt-
hofen, 1877), который отметил, что. европейский лёсс, в отличие от китай-
ского, образовывался в холодном климате. В настоящее время конти-
нентальные и гляциальные лёссовые породы различаются многими
исследователями (Граман, 1932; Klebelsberg, 1948; Flint, 1947; Флинт,
1963). Другие исследователи выделяют сходные типы «теплого» и «хо-
лодного» лёссов (Obruchew, 1945; Обручев, 1948; Герасимов, 1939).
КЛАССИФИКАЦИИ
НА ОСНОВЕ ДРУГИХ ПРИНЦИПОВ
Попытки классифицировать лёссовые породы по чисто петро-
графическим признакам в некоторых случаях могут быть тесно связаны
с попытками классификаций на генетической основе, поскольку генезис
породы в значительной мере определяет и ее петрографические особен-
ности. Однако петрографические классификации могут иметь и совер-
шенно самостоятельное значение.
Г. Горушицкий (Horusitzky, 1898) среди лёссовых пород Венгрии
различал типичный лёсс, песчанистый лёсс, лёссовидный суглинок и
лёссовидный песок. По его представлениям, первые два типа отложений
являются первичным лёссом, два вторых типа — продуктами его пере-
отложения. Как мы видели выше, схема Г. Горушицкого позже была
изменена в результате введения им понятия о «болотном, лёссе».
Вопрос о классификации лёссовых пород по чисто гранулометриче^
ским признакам за последнее время рассмотрен Н. П. Карловым (1955).
Этот исследователь различает во фракциях пыли (0,005—0,10 мм) мел-
коалевритовую (0,005—0,01 мм), среднеалевритовую (0,01—0,05 мм) и
крупноалевритовую (0,05—0,10 мм) фракции, В алевритах вообще и
в лёссовых алевритах в частности преобладают алевритовые фракции,
а псаммитовые играют совершенно ничтожную роль.
Поэтому применение термина «песчанистый лёсс» основано, по мне-
нию Н. Н. Карлова, на недоразумении, так как лёсс —переработанная
почвообразованием атмосферная пыль — не может содержать сколько-
нибудь значительного количества зерен, диаметром >0,1 мм. По его
мнению, не следует при механическом анализе называть фракцию
з* 35
0,05—0,25 мм «песком». Вместо «песчанистого лёсса» нужно говорить
о «крупнопылеватом лёссе». По мнению Н. Н. Карлова, термин «глини-
стый лёсс» также неудачен, поскольку глинистых частиц в лёссе очень
мало. В связи с этим следует употреблять термин «мелкопылеватый или
тонкопылеватый лёсс». Сказанное применимо и к лёссовидным суглин-
кам.
С. С. Морозов (1956, 1962) полагает, что «при разработке классифи-
кации лёссовых пород по генетическим признакам, химико-минералоги-
ческому составу, различным свойствам или по инженерно-геологическим
особенностям обязательно подразделять лёссовые породы по грануло-
метрическому составу, как одному из важнейших показателей их со^
става, свойств и генезиса». Его классификация представляет интерес,
но попытка отделить лёсс от лёссовидных пород (суглинков, супесей,
глин и песков) на основании гранулометрического состава, без учета
условий залегания и других свойств пород идет в разрез с установив-
шимися традициями.
Во Франции А. Кайе (Cailleux, 1954) дал перечисление развитых
там разновидностей лёсса и эоловых суглинков:
1. Затверделый лёсс (упрочненный известковистым цементом), по-
видимому, является аналогом нашего «каменного лёсса». Встречается
в виллафранкских слоях и в молодом лёссе на р. Сене. 2. Красный тре-
щиноватый суглинок (разбит трещинами на неправильные призмы).
3. Рыхлый суглинок (желтый, более плотный, чем молодой лёсс, наблю-
дается в комплексе древнего лёсса). 4. Рыхлый суглинок с черными
точками (разновидность предыдущего; черные точки —окислы марган-
ца и железа). 5. Пестрый суглинок (в комплексе древнего лёсса).
6. Эржерон (молодой лёсс, т. е. лёсс верхнего яруса). 7. Слоистый сугли-
нок (состоит из чередования прослоев мощностью 1—10 мм, более
мощных светлых и более тонких темных; слоистость, возможно, годич-
ная). 8. Суглинок (более глинистый, чем лёсс; является хорошим мате-
риалом для кирпичного производства) - 9. Неизвестковистый суглинок.
10. Деградированный суглинок (неизвестковистый или слабоизвестко-
вистый). 11. Лёссовидный суглинок (неизвестковистый или слабоизвест-
ковистый) .
Схема А. Кайе еще не может быть названа классификацией и яв-
ляется лишь перечнем, требующим обработки. Этот вывод остается в
силе даже, несмотря на то, что А. Кайе дает таблицу с указанием пред-
полагаемого им генезиса перечисленных лёссовых разностей.
С инженерно-геологической точки зрения лёссовые породы по боль-
шей части классифицируются по их просадочности. Более подробная
инженерно-геологическая классификация, учитывающая различные
свойства лёссовых пород, предложена И. П. Ивановым (1956) (табл. 1).
По моему мнению, недостатком ее является отсутствие данных об усло-
виях залегания лёссовых пород. Кроме того, непонятна группа «увлаж-
ненных» лёссов (которые стоят в одном ряду с «уплотненными» и «ка-
менными» лёссами), недостаточно ясно соотношение лёссовидных пород
и деградированных лёссов, неубедительно отнесение «каменных лёссов»
к лёссам, а не лёссовидным породам, неясна причина отсутствия среди
лёссовидных пород эпигенетически измененных разностей (подобно
«деградированным лёссам» среди лёссов) и т. д.
Очень интересна классификация лёссовых пород с инженерно-геоло-
гической точки зрения, предложенная В. А. Приклонским (1957). Клас-
сификация удачно учитывает зависимость просадочных свойств пород от
их влажности и пластичности- К сожалению, в ней отсутствует разде-
ление лёссовых пород на типичный лёсс и лёссовидные породы (табл. 2).
36
Таблица 1
Инженерно-геологическая классификация лёссовых пород
________________(по И. П. Иванову)
Характерный призна- ки Лёссовые породы
Лёссы Лёссовидные породы
Типичные Деградированные Опесчаненные Сильноглинистые Гидрофильные
Виды
Увлажненные Уплотненные Каменные
Внешний облик пород Светло-па ле- вые, макропори- стые, неслоистые нежные на ощупь Темно-пале- вые макропори- стые неслоистые нежные на ощупь Светло-пале- вые и темно-пале- вые слабомакро- пористые, нежные на ощупь Светло-пале- вые слабомакро- пористые плотные массивные Светло окрашен- ные макропористые Темно окрашенные, макропористые, жирные на ощупь
| Состав Минералогиче- ский Кварцево-полевошпатовый с преобладанием в глинистой фракции минералов групп каолинита и гидрослюды Такой же, как и в лёссах, но может быть менее однородным В глинистой фрак- ции преобладают гидрофильные мине- ралы (монтморилло- нит, байделит и др.)
Г рануломет- рический Преобладает пылеватая фракция (0,05—0,002 мм) с содержанием более 50%. Глинистая фракция (диаметром менее 0,002 мм) не превышает 25— 30% Характерно высо- кое содержание час- тиц размером >0,05 мм (более 40%) при незначительном содержании глини- стых частиц Пылеватая фрак- ция больше песча- ной. Глинистая бо- лее 25—30% Пылеватые гли- нистые породы
Водораство- римых [соедине- ний Основное место занимают карбонаты (10—15%). Иногда встречается гипс и NaCl и др. Высокое со- держание карбо- натов (50—60%) Такие же, как в лёссах, но иногда в меньшем количестве
Физические свойства Естественная ^влажность, % Незначитель- ная не более 20 %, чаще 10—15% Значитель- ная, более 20— 22% Чаще водона- сыщенные Не превышает максимальную гигроскопическую Незначительная,’ 5-10% В зависимости от местных климатиче- ских и гидрогеологических условий, но всегда более 10—15%
Пористость, % Высокая, более 40—45% Низкая, менее 40% Невысокая, не более 45% Высокая, как правило, более 45%
Соотношение влажности и по- ристости №•<0,64^7^— 1,—0,01 п ^>о-б4ДоЛ 7 1—o,oi п W < °’64 t"an? 1—0,01 п
Просадоч- ность Просадочные Непросадочные Слабопросадоч- ные или непроса- дочные Непросадочные
Таблица
Инженерно-геологическая классификация лёссовых пород
(по В. А. Приклонскому)
Признаки Таксономи- ческая едини- ца Разновидность лёссовых пород
Фаци- ально-ге- нетические Тип Субаэральный Субаэрально-субаквальный Субаквальный
Вид Эоловый 1. Пролювиальный 3. Аллювиальный 2. Делювиальный 4. Флювиогляциальный Озерный
Петро- графиче- ские \/Гип Глинисто-пылеватые породы с преобладанием пылеватых фракций
Вид 1. Супеси 2. Суглинки 3. Глины
Разновид- ность 1. Засоленные 2. Слабозасоленные 3. Карбонатные 4. Гипсоносные 5. Смешанного засоления 6. Гумусированные * 7. Ожелезненные 8. Оглеенные
Специ- альные Тип Водонасыщенные (плывунные) Влажные (сжима- емые) Маловлажные Сухие
Вид Тиксо- тропные Нетик- сотроп- ные Непросадочные Просадочные Сильнопросадочные
сильно- сжимае- мые сжима- емые слабо- сжимае- мые
Разновид- ность С быстро про- текающими про- садками. Зерни- стая структура С медленно про- текающими про- садками. Агрега- тивная структура С быстро про- текающими про- садками. Зерни- стая структура С медленно проте- кающими просадка- ми. Агрегативная структура
Характер структурных связей Коагуляционно- диспергационный Смешанный коагуляционно-диспергационный и конденсационно- кристаллизационный Кристаллизационно-конденсационный -
Примечание. Среди сухих лёссовых пород, кроме характерных для этого типа просадочных и сильнопросадочных разностей, могут встре-
чаться также и непросадочные слабосжимаемые разности.
ПРЕДЛАГАЕМАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ
Ниже приводится классификация, основанная на генетиче-
ских принципах (табл. 3).
Она является удобной и для инженерно-геологических целей, по-
скольку генетические факторы определяют условия залеганий и даже
некоторые особенности свойств лёссовых пород. Далеко не все выделяе-
мые мною разности лёссовых пород могут быть в настоящее время
охарактеризованы с детальностью, удовлетворяющей геолога-четвер-
тичника и инженера-геолога. Данная классификация позволяет разгля-
деть эти пробелы, что обеспечивает возможность видеть некоторые пути
необходимой дальнейшей работы.
В предлагаемой классификации учитываются условия формирования
пород в процессе их седиментации и эпигенеза. Классификация не стре-
мится учесть более ранние стадии происхождения породы (образование
и способ транспортировки материала). Поэтому, если приносимый вет-
ром материал откладывается, например, аллювиальным или делювиаль-
ным способом, то лёссовая порода рассматривается, соответственно, как
аллювиальная или делювиальная. Такой путь избран потому, что на
данной стадии исследований во многих случаях трудно восстанавливать
происхождение и способ транспортировки материала.
Для простоты классификации здесь не выделяются также «коллек-
тивные» типы лёссовых пород, имеющие признаки различного генезиса.
Однако важно отметить, что в природе эти «коллективные» типы имеют
большое распространение. Например, характерным является сочетание
эоловых и делювиальных или делювиальных и солифлюкционных про-
цессов в образовании некоторых лёссовых пород.
Прежде всего необходимо констатировать, что лёсс и большинство
лёссовидных пород — образования ископаемые. Современные пылева-
тые накопления имеют совершенно особый характер. По этой причине
лёссовые породы следует делить на современные и ископаемые.
Примерами современных лёссовидных пород могут служить пылевые
отложения в районе Усойского завала на Памире, о законности отнесе-
ния которых к лёссу возникла полемика (Мавлянов, 1949, 1958; Обручев,
1950; Ланге, 1952; Приклонский, 1952), накопления пыли в тограковых
лёссах бассейна Тарима (Богданович, 1892, 1917), бугры эоловых сугли-
нистых отложений в Ферганской и Ширабадской долинах (Розанов,
1951), в Центральном Тянь-Шане (Прасолов, 1909) и др.
Ископаемые лёссовые породы делятся на лёсс (который является
только ископаемым образованием) и лёссовидные породы, как было
показано в предыдущей главе. Типичный лёсс широко распространен в
Китае и Средней Азии. Что касается Западной Европы, где, благодаря
наличию ископаемых почв, мощность неизменённых ярусов бывает не-
значительной, то в некоторых случаях лучше говорить не о лёссе, а о
лёссовидных породах. Так, значительную часть разреза у с. Пакш, на
основе которого венгерские геологи строят свою классификацию лёссо-
вых пород, занимают, по-видимому, лёссовидные породы.
Во всех трех группах выделенных в данной классификации пород
(лёсс, ископаемые и современные лёссовидные отложения) имеются об-
разования, обязанные своим происхождением деятельности многих гео-
логических агентов. Большинство лёссовых пород связано с образова-
нием на поверхности земли, и лишь небольшая группа лёссовидных
пород («пещерный лёсс») — с образованием в подземных пустотах.
Из агентов, действующих на поверхности земли, в образовании лёс-
совых пород принимают участие почти все. Лёссовые породы могут
образовываться в результате процессов эоловых, делювиальных, про-
лювиальных, аллювиальных, флювиогляциальных, солифлюкционных,
39
Табл иц а 3
Классификация лёссовых пород
Процессы Ископаемые лёссовые породы Современные лёссовидные породы
Лёсс Лёссовидные породы
На дневной поверхности Без вмешательства человека Образование первичных пород (отложение и образование in situ) Воздуш- ные Эоловые Эоловый водо- раздельный лёсс Лёссовидные водораздельные суглинки малой мощности Австралийская парна Вулканические пеплы Отложение пыли в торах, пылевые холмы на равнинах и пр. Вулканические пеплы
1 Водные Делювиальные Мощный лёсс склонов Лессовидные суглинки склонов, морфоло- гически не отличимые от лёсса, но малой мощности Покровные суглинки Гумусированные лёссовидные суглинки и пр.
Пролювиаль- ные Лёссовидные суглинки и супеси Лёссовидные суглинки и супеси
Аллювиаль- ные Террасовые лёссовидные суглинки и супе- си, «озерный лёсс» Китая, «пресноводный лёсс», «болотный лёсс» Венгрии, «пойменный лёсс» Лёссовидные суглинки и супеси пойм, пе- ресыхающих водоемов и пр.
Водно-геливаци- онные Солифлюкци- онные Покровные суглинки и супеси склонов Лёссовидные суглинки и супеси
Флюфногля- циальные Лёссовидные суглинки «Ледниковый ил»
Грави- тацион- ные Коллювиаль- ные Коллювиальные лёссовидные суглинки и супеси Коллювиальные суглинки и супеси
Процессы
Лёсс
Элювиальные
Солена-
копление
Выще-
лачива-
ние
Выщелачива-
ние
Соленакопле
^ние
Различные производствен ные про-
цессы, строительство, земледелие
Деятельность текучей и просачивающейся
воды, реже солифлюкция и работа ветра
rf
/ Таблица 3 (окончание)
Ископаемые лёссовые породы * Современные лёссовидные породы
Лёссовидные породы
Лёссовидные суглинки и супеси небольшой мощности
«Гумусовый лёсс», «кротовинный лесс», шох, некоторые каменные лёссы, хардпан, каличе и другие, еще не описанные разно- сти Сероземные почвы, шох и пр.
«Выщелоченный лёсс, гамбутил, саман, Laimenzonen», и другие, еще не описанные разности Накопление лёссовых фракций при подзоло- образовании, солонцевании и пр.
«Деградированный лёсс» (лёссовидный су- глинок, потерявший известковистость и лёс- совую структуру)
Некоторые «каменные лёссы»
Различные виды технической пыли Ископаемые лёссовые породы, деградиро- ванные под влиянием орошения и замачива- ния
«Пещерный лесс» Современные лёссовидные пещерные отло- жения (встречаются редко) Техническая пыль в шахтах и рудникам
гравитационных, педогенетичёских и элювиальных. Эпигенез ранее об-
разовавшихся лёссовых пород иногда приводит к возникновению их
новых разностей. Наконец, благодаря деятельности человека также
происходит видоизменение лёссовых пород (их деградация под влиянием
орошения почв или поднятия уровня грунтовых вод в результате потерь
промышленных вод), переотложение в ирригационных осадках и обра-
зование различных видов технической пыли, гранулометрический состав
которой иногда характеризуется обилием лёссовой фракции. Но несмот-
ря на обилие факторов, приводящих к формированию лёссовых пород,
в образовании типичного лёсса принимали участие лишь сравнительно
немногие из них (делювиальные и эоловые процессы; вероятно, очень
редко — аллювиальные и солифлюкционные). Типичный лёсс распро-
странен очень широко. Такой вывод следует уже из определения поня-
тия о типичном лёссе, так как для уточнения этого понятия мы стати-
стически выделили наиболее характерные значения пористости и гра-
нулометрического состава (см. гл. I).
Некоторые разности лёссовых пород, выделенные в табл. 3, требуют
пояснения.
Местами лёссовые породы эолового происхождения имеют признаки,
существенно отличающие их от типичного лёсса. Выше упоминались
эоловые лёссовидные породы. Сюда же надо отнести австралийскую
парку, иногда описываемую как лёсс.. За последнее время парна‘была
изучена Б. Э. Батлером (Butler, 1956), который указал на ее своеобра-
зие. Это — глинисто-пылеватая однородная неслоистая известковистая
порода, то образующая эоловые бугры, то плащеобразно покрывающая
возвышенности и низины. Мощность парны не более 2—3 м, но иногда
она образует несколько горизонтов, разделенных ископаемыми почвами.
От лёсса парна отличается высокой агрегированностью частиц и боль-
шим количеством (30—80%) глинистых частиц <0,002 мм, хотя мода
фракций >0,002 мм изменяется в пределах 0,04—0,16 мм. Несомненно,
что некоторые разности парны в гранулометрическом отношении очень
близки к лёссу. Исследование парны, как представителя эоловых пыле-
ватых отложений, может представлять интерес для оценки роли эоло-
вых процессов в образовании лёсса.
Интересной разновидностью лёссовидных пород эолового происхож-
дения являются накопления вулканического пепла. Прослои его в толще
лёсса или лёссовидного суглинка часто мало заметны в разрезе, но все
же выделяются более светлой окраской, а также тем,.что не вскипают
с соляной кислотой, не размокают при погружении в воду, а после пара-
финирования образцы этой породы не тонут в воде (Карлов, 1963).
Вулканический пепел хорошо распознается под микроскопом. Прослои
его в лёссе и лёссовидных породах известны в Северном Предкавказье
(Ковалев, 1963; Православлев, Аншелес, 1930), в Крыму (Замори,
1936), на Украине, в бассейне Днепра и Дона (Замори, 1936; Замори,
Ткаченко, 1953; Карлов, 1956; Карлов, Кравченко, 1957; Ковалев и др.,
1961; Луцкий, 1961; Ремизов, Ковалев, 1963), в Воронежской области
(Грищенко, 1951; Дубянский, 1935; Замор1й, 1936; Лучицкий, 1939),
в Молдавии (Карлов, 1951), в Латвии (Карлов, Кравченко, 1951).
Во всех эти^ районах пепел приносился эоловым путем, вероятно,
с Кавказа. Прослои вулканического пепла в лёссовых отложениях Цент-
ральной Европы (Schonhals, 1959), видимо, связаны с деятельностью
вулканов Оверни. В Средней Азии примесь пирокластического мате-
риала обнаружена в лёссе плато Кара-бель, что связывают с деятель-
ностью вулканического центра в северной части провинции Шаньси
(Карлов, 1963а). Вулканический материал встречается в лёссе Север-
ной Америки и особенно в лёссовых породах Аргентины.
Возможность образования солифлюкционным путем и в результате
42 . X'
У
морозного выветривания покровных суглинков северной части Русской
равнины, иногда имеющих многие признаки лёсса, уже давно указана
в литературе (Геренчук, 1939). Хотя в вопросе образования покровных
суглинков еще много спорного и неясного, большинство исследователей
считает их перигляциальным образованием (Попов, 1953; Чижиков,
1962), Здесь условия для морозного выветривания и солифлюкции весь-
ма благоприятны. В настоящее время в весенние периоды даже под
Москвой на пологих распаханных склонах наблюдаются солифлюкцион-
ные явления, приводящие, очевидно, к выветриванию суглинков. Воз-
можность образования типичного лёсса солифлюкционным путем вызы-
вает сомнение. Этот вопрос подлежит дальнейшему изучению. Во всяком
случае, возможность делювиально-солифлюкционного происхождения
некоторых разновидностей типичного лёсса (может быть, при участии
эоловой пыли) является весьма вероятной, поскольку в перигляциаль-
ной зоне плоскостной смыв способствует развитию солифлюкции, а со-
лифлюкция обычно сопровождается плоскостным смывом (Гравис, 1963).
На существование коллювиальной группы лёссовых пород обратили
внимание Рассел (Russel, 1944) и Фиск (Fisk, 1951). Эти исследователи
даже сильно переоценили значение коллювиальных факторов, считая их
единственными причинами образования лёсса. Согласно гипотезе Рассе-
ла и Фиска, лёсс образуется из древнеаллювиальных суглинков, про-
дукты выветривания которых смещались (преимущественно в леднико-
вые эпохи) по склонам под влиянием силы тяжести на расстояние
300—500 м. В нижних частях склонов шло накопление этих материалов
и их облёссование —обогащение глинистыми частицами и известкови-
стыми соединениями за счет вымывания их из вышележащего почвенного
слоя. Накопление карбоната кальция обусловливает упрочение породы
и прекращение процесса дальнейшего ее оползания. Эта гипотеза под-
верглась серьезной критике (Leighton and Willman, 1950; Holmes, 1944),
справедливо показавшей ее недостаточную обоснованность. Однако
признание роли коллювиального смещения суглинистого материала
по склонам, его одновременного выветривания и облёссования (может
быть, способом, отличающимся от указанного Расселом) представляет
интерес (Кригер Н., Кригер К., 1960).
В нашей литературе И. П. Герасимов (1950) отметил значение по-
добных процессов в образовании балок с пологими склонами и покры-
вающих их плащей покровных суглинков. Несомненно, однако, что при
помощи коллювиальных процессов не мог образоваться типичный
однородный лёсс большой мощности, и эта гипотеза может быть при-
менена лишь для объяснения происхождения некоторых лёссовидных
суглинков.
Под метаморфическими лёссовыми породами в нашей классифика-
ции понимаются породы с лёссовыми признаками, образовавшиеся из
каких-либо пород (нелёссового типа) в результате выветривания (элю-
виальные лёссовидные породы), или лёссовые породы, в процессе седи-
ментации подвергшиеся значительному воздействию элювиальных и
почвообразующих процессов (ископаемые почвы). Следует отметить,
что во всей толще лёсса имеются следы почвообразования в виде незна-
чительного количества гумуса, сингенетичных выделений углекислой
извести, ходов от корней растений и пр. Это объясняется тем, что каж-
дый горизонт лёсса в свое время являлся поверхностной почвой. Однако
в отдельных горизонтах лёссовой толщи признаки почвообразователь-
ных процессов особенно сильно развиты. Именно эти горизонты принято
называть ископаемыми почвами. В морфологическом, петрографиче-
ском и грунтоведческом отношении метаморфические лёссовьте породы
очень разнообразны. Наряду с разностями, иногда по свойствам слабо
отличающимся от типичного лёсса, здесь встречаются своеобразные
43
породы. До сих пор они слабо изучены. Не исключена возможность
открытия здесь новых, еще не известных петрографических разностей
лёссовых пород. Все измененные почвообразованием лёссовидные по-
роды могут быть разделены на две группы (иногда встречающиеся вме-
сте в разных генетических горизонтах ископаемой почвы): образовав-
шиеся в условиях выветривания и соленакопления и образовавшиеся
в условиях выветривания и выщелачивания. К первой из этих групп
пород принадлежат ископаемые черноземы и такие близкие им почвы,
как «гумусовый лёсс», «кротовинный лёсс» (Набоких, 1915а; Крокос,
1927, 1929; Лешкаш, 1931), а также некоторые сильноизвестковистые
разности лёссовидных пород (шох, «каменный лёсс», американский
hardpan, caliche и др.). Ко второй группе относятся «выщелоченный
лёсс», гамбу (Флинт, 1963; Woldstedt, 1929), немецкие Leimenzonen или
горизонты оглиненного лёсса (Sqergel, 1919, 1932), венгерский саман
или лёссовидные глины (Михальи-Ланьи, 1953; Krivan, 1953, 1955; Mi-
chaltz, 1953), nyirok или красноцветная глина (Kerekes, 1948; Lenz,
1878; Sumeghy, 1953). Последняя из упомянутых пород не только пере-
слаивается с лёссом, но в горизонтальном направлении, по-видимому,
замещает лёсс и рассматривается венгерскими геологами как эоловое
образование, отлагавшееся в лесных условиях. Эти глины, по-видимому,
несколько напоминают красно-бурые (скифские) глины Украины (За-
морий, 1954; Заморищ Молявко, 1961), которые, по мнению М. И. Лы-
сенко (1951, 1953), имеют много общего с лёссом, но образовались в
условиях теплого и влажного климата. Возможно, это находит себе
подтверждение в результатах минералогических исследований (Раки-
тин, 1954). Описаны случаи залегания прослоев лёсса в красно-бурых
глинах (Подгородниченко, 1957).
Под эпигенетическими, или вторичными, лёссовидными породами
в нашей классификации понимаются разности лёссовых пород, возник-
шие из лёссовых образований иного характера. Такого рода эпигенети-
ческие изменения могут протекать по пути выщелачивания углекислой
извести и уничтожения лёссовой структуры породы («деградация») и
по пути привноса в лёссовую породу дополнительного количества из-
вестковых соединений. Существование последней группы пород вероят-
но, но не может считаться доказанным. Первая группа пород несомнен-
но существует. Деградацию (разлёссование) лёсса Заилийского Алатау
недавно описал М. И. Ломонович (1951; 19536).
Наконец, следует сделать несколько замечаний о пещерных лёссо-
видных отложениях. Они описаны венгерскими и чехословацкими гео-
логами под названием «пещерного лёсса». Эти отложения развиты в
пещерах Банхиды (Венгрия), Моравского карста и Младечского карста
(Чехословакия). Гал (Gaal, 1952) называет их «субаэральной пылью».
И. Пелишек (Pelisek, 1952, 1953) приводит гранулометрические анализы
этой породы, из которых видно, что она действительно является пыле-
ватой, но содержит много включений кластического материала. Недавно
И. Кукла (Kykla, 1954) описал в пещере Шипка (Чехословакия) отло-
жения с большим количеством фракций 0,01—0,05 мм, особенно обиль-
ных в трех горизонтах. Эти отложения он рассматривает как аналоги
лёсса. Общую характеристику пещерных отложений Чехословакии, в том
числе «пещерного лёсса», дали И. Кукла и В. Ложек (Kukla, Lozek,
1958). И. Керекес (Kerekes, 1948) в сводке об ископаемых перигля-
циальных явлениях Венгрии уделяет внимание перигляциальным (по
его мнению) пещерным отложениям, в частности «пещерному лёссу».
Он полагает, что в ледниковую эпоху в пещеры проникал воздух, со-
державший лёссовую пыль. «Пещерный лёсс» наибольшую мощность
имеет у входа в пещеры. В удаленные от входа части пещер пылевой
материал мог проникнуть вместе с текущей водой. «Пещерный лёсс»,
44
несомненно, заслуживает детального изучения. В пещеры мог заносить-
ся материал с поверхности, в том числе и лёссовый. В частности в отло-
жениях вышеупомянутой пещеры Шипка имеются обломки пород как
местных, так и привнесенных. Не может быть сомнений, что отложения,
аналогичные «пещерному лёссу» Венгрии и Чехословакии, в ближайшее
время будут найдены и в пещерах других мест. Например, сходные
лёссовидные образования отмечены в некоторых пещерах Румынии
(Samson, Radulescu, 1959) и Франции (Tintant, 1953; Bordes, 1954).
В Южной Африке, в пещерах Макапансгатской долины, Р. А. Дарт
(Dart, 1952) несколько лет назад описал отложения «ветровой пыли
и лёсса». И хотя за последнее время установлены признаки деятельно-
сти воды в образовании этого слоя, благодаря чему принято было ре-
шение не относить эти образования к лёссу (Brain etc., 1955), можно
предполагать, что эти отложения носят лёссовидный характер. В пеще-
рах на средиземноморском побережье Италии отмечается лёссовидный
песок (Gotzinger, 1954). В СССР пещерный лёсс пока не описан, но,
несомненно, распространен среди пещерного мелкозема. Изучение пе-
щерного лёсса имеет большое значение для понимания истории разви-
тия карстовых процессов (Кригер, 1963).
С Рассматривая разновидности лёссовых пород, следует упомянуть
г также об интересном «лёссе» с морской фауной. Он был описан Я- Пет-
А рбоком (Petrbok, 1927, 1927а) в окрестностях Варны на берегу Черного
моря. Я. Петрбок считает, что раковины морских моллюсков выбрасы-
\ вались прибоем на берег моря и далее переносились воздушными вих-
рями. Несмотря на отсутствие подробного описания Я. Петрбоком
состава «лёсса» окрестностей Варны, можно предполагать, что здесь,
наряду с лёссовидными породами, развит и настоящий лёсс.
Далеко не все разности лёссовых пород имеют большое геологиче-
ское и инженерное значение. В дальнейшем описании мы будем иметь
в виду прежде всего типичный лёсс, рассматривая (когда это необхо-
димо) отдельные разности лёссовидных пород при характеристике раз-
личных свойств лёсса.
Глава III
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ
ИСТОРИИ ПРОБЛЕМЫ ЛЁССА
ПЕРИОДИЗАЦИЯ ИСТОРИИ ПРОБЛЕМЫ ЛЕССА
Проблема происхождения лёсса существует уже более
130 лет. Как указывает А.. Шейдиг (Scheidig, 1934), в 1927 г. И. Дрюиф
насчитывал до 20 гипотез происхождения лёсса. Однако он учел не все
существовавшие к тому времени гипотезы. С тех пор число их значи-
тельно возросло. За 130 лет развития вопроса для объяснения генезиса
лёсса были привлечены почти все экзогенные и частично даже эндоген-
ные факторы. Были использованы все стадии породообразования, и раз-
личные исследователи считали решающим моментом в образовании
лёсса седиментацию, последующий эпигенез, предшествующую тран-
спортировку материала и даже протогенетическую стадию (образование
пылеватого материала до его транспортировки). Многие гипотезы
использовали различные сочетания геологических сил и стадий породо-
образования. В таком калейдоскопе идей стало трудно ориентироваться
даже специалисту, занимающемуся проблемой лёсса, не говоря уже
о широких кругах геологов. Трудности усиливаются еще и тем, что
огромная литература по данному вопросу не обобщена, опубликована
в разное время, на разных языках и часто мало доступна. Поэтому как
для истории знаний, так и для дальнейшей разработки вопроса имеет
одинаково большое значение классификация представлений о проис-
хождении лёсса. При этом надо оговориться, что при изучении истории
проблемы лёсса во многих случаях невозможно отделить лёсс от лёссо-
видных образований, так как исследователи не всегда их различали,
а в опубликованных работах не всегда приводятся достаточно деталь-
ные описания состава, свойств и условий залегания пород.
История проблемы лёсса прошла почти через всю историю геологии.
В развитии этой проблемы можно выделить шесть периодов, каждый
из которых соответствовал особому этапу в развитии физической геоло-
гии. Границы между периодамц можно провести условно. Период I
отвечает распространению идей катастрофизма. Период II, начинаю-
щийся с 1840 г., характеризуется утверждением принципов актуализма
и сбором фактического материала о распространении лёсса. Период III,
примерно с 1877 г. по 1885—1890 гг., является периодом распростране-
ния и утверждения теории субаэрального происхождения лёсса.. Этот
период, связанный с именем Ф. Рихтгофена, можно рассматривать как
время торжества методов полевых наблюдений и идей эволюции в их
применении к проблеме лёсса. Следующий, IV, период продолжается
до начала XX в. и характеризуется более детальным изучением различ-
ных геологических сил и попытками объяснить происхождение лёсса
деятельностью этих сил. Различные исследователи сосредоточивают
внимание на какой-либо одной силе, что приводит к быстрому возраста-
нию количества гипотез происхождения лёсса; при этом в некоторых
случаях оказываются потерянными достижения ученых периода Ф. Рихт-
46
гофена, доказавших континентальное происхождение лёсса. Многие
исследователи до сих пор мыслят в духе идей IV периода и настойчиво
ищут одну геологическую силу, способную объяснить происхождение
лёсса. С конца XIX и особенно с начала XX в., в связи с развитием
почвоведения, появляются теории, связывающие происхождение лёсса
с процессами почвообразования и выветривания. Этот, V период раз-
вития данного вопроса можно считать продолжающимся до 1935—
1945 гг. С этого времени наблюдается влияние мерзлотоведения и ланд-
шафтоведения на развитие проблемы лёсса. Поэтому VI период истории
вопроса можно характеризовать как период, в котором, наряду с идея-
ми IV и V периодов, развивается и начинает приобретать все большее
значение географический подход к проблеме лёсса, когда лёсс рассмат-
ривают как продукт деятельности различных сил в определенной геогра-
фической среде. Этот период продолжается и поныне.
Можно видеть, что развитие проблемы лёсса тесно связано с исто-
рией всей геологии и облик проблемы менялся в зависимости от раз-
вития физико-геологических представлений. Однако центральной идеей
в проблеме лёсса со времен Ф. Рихтгофена являлось представление
о субаэральном происхождении лёсса в аридных условиях и о необхо-
димости отличать от типичного неслоистого лёсса литологически сход-
ные образования водного происхождения.
ПЕРИОД I.
ИДЕИ КАТАСТРОФИЗМА (1828-1840)
При зарождении учения о лёссе в геологии чувствовалось
веяние идей школы нептунистов — приверженцев сказания о потопе, и
последователей теории катастроф. Господствовали идеи о водном про-
исхождении лёсса. Однако уже в этот период развития вопроса было
много различных гипотез происхождения лёсса.,
Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1877) дал критику идей Хибберта 1833 г.
и Гюмбеля 1861 г., привлекавших для объяснения генезиса лёсса вне-
запное поднятие или опускание Альп и связанные с ними наводнения.
Наиболее ранние достаточно детальные исследования лёсса отно-
сятся к бассейну Рейна. Бубе (Boubee, 1840) считал лесс постдилю-
виальным (аллювиальным в стратиграфическом смысле) образованием,
поскольку, он содержит кости человека и современные виды моллюсков.
Это мнение оспаривал Леймери (Leymerie, 1840), описавший лёсс вблизи
Лиона и пришедший к выводу, что он является не современным, а дилю-
виальным образованием. Впрочем, А. Аршиак (d’Archiac, 1866) и зна-
чительно позднее относил лёсс на Рейне и в Северной Франции к ^аллю-
вию» (в стратиграфическом смысле). В рассматриваемый период
А. Аршиак (d’Archiac, 1841), указывая на распространение лёсса в Се-
верной Франции и Бельгии, считал его образованием более древним, чем
наносы с эрратическими валунами, и относил ко времени между двумя
катаклизмами, которые отделили Англию от континента. Другие фран-
цузские исследователи проследили распространение лёсса в бассейне
нижнего и среднего течения Дуная (Воиё, 1837, 1838), а русские иссле-
дователи приблизительно в это же время отметили его на Украине
(Bloede, 1841; Eichwald, 1830; Эйхвальд, 1846, Lewakovski, 1861) и на
Алтае, близ Барнаула (Helmersen, 1848).
Как известно, идеи катастрофизма в работах некоторых исследова-
телей довольно продолжительное время существовали в XIX в. Эти идеи
иногда переплетались с очень прогрессивными геологическими пред-
ставлениями, которые нашли себе отражение в середине и во второй
половине XIX в.
47
С. Хибберт-Варе (Hibbert-Ware, 1832) описал на Рейне переслаива-
ние лёсса с вулканическим пеплом. Л. Хорнер (Horner, 1837), характе-
ризуя рейнский лёсс, считал, что это неслоистое образование свиде-
тельствует о стремительном перемещении материала; местами лёсс
переслаивается с вулканическими отложениями и залегает, в частности,
в кратере вулкана Родерберг (Эйфель). Происхождение лёсса всегда
вызывает сомнения, но наиболее вероятно, что он отложен в озерном
бассейне. Хотя Розе (Rozet, 1834) указал, что в рейнском лёссе нет
морской фауны (присутствуют лишь речные и наземные моллюски и
кости наземных позвоночных), в работах некоторых исследователей
еще долго существовало представление об отложении лёсса в обширном
водном бассейне. А. Аршиак (d’Archiac, 1848), приводя различные точки
зрения, не высказывает своего мнения, что можно объяснить спорностью
вопроса.
ПЕРИОД II.
УТВЕРЖДЕНИЕ ПРИНЦИПОВ АКТУАЛИЗМА (1834—1877)
Как известно, основы актуалистического метода были зало-
жены Ч. Ляйэллем в 1830—1833 гг. Вскоре принцип актуализма был
использован в изучении лёсса.
Ч. Ляйэлль возвращался к проблеме лёсса в нескольких своих ра-
ботах (Lyell, 1834; Ляйэлль, 1864, 1867). Он показал сходство рейнского
лёсса с речным илом Нила, Миссисипи и Ганга. Эти отложения ила
также бывают неслоистыми, что нередко связано с частичным перено-
сом отложений ветрами, с деятельностью червей, насекомых и растений
(Ляйэлль, 1867). В иле Ганга местами встречаются раковины наземных
моллюсков и известковые конкреции, как и в лёссе (Ляйэлль, 1864).
В рейнском лёссе, по наблюдениям Ч. Ляйэлля, на 185 индивидуумов
наземных моллюсков приходится 32 водных. В современном аллювии
Рейна на 147 наземных моллюсков приходится 126 водных, т. е. назем-
ные моллюски преобладают. Ч. Ляйэлль пришел к выводу об аллю-
виальном происхождении рейнского лёсса, причем, по его мнению, весь-
ма вероятно, что во время отложения лёсса река питалась талыми
водами плейстоценовых ледников. Ил, выносимый талыми водами совре-
менных ледников, напоминает лёсс.. Однако Ч. Ляйэллю все же осталось
неясным, почему в рейнском лёссе отсутствуют (или встречаются чрез-
вычайно редко) такие наиболее типичные пресноводные моллюски, как
Limnaea, Planorbis, Unio и др. (Ляйэлль, 1864; Lyell, 1834).
Вскоре после первых работ Ч. Ляйэлля появились сходные иссле-
дования и других геологов. По мнению Э. Колломба (Collomb, 1849),
рейнский лёсс (lehm), будучи речным отложением, является продуктом
нормальных условий ледниковой эпохи и не требует допущения мгно-
венных переворотов; таяние древних альпийских ледников способство-
вало его образованию. Так же думал Д. Гейки (Geikie, 1874).
Весьма интересны исследования лёссовых моллюсков, проведенные
А. Брауном (Braun, 1847). Он собрал большую коллекцию раковин мол-
люсков из лёсса р. Рейна и бассейна Дуная. А. Браун различает соб-
ственно лёсс (или горный лёсс) и долинный лёсс. В рейнском лёссе из
211.968 раковин большинство принадлежит Succinea oblonga Dran.
(98.240 экз.), Helix hispida Mull. (75,420 экз.) и Pupa muscorum Lam.
(24.375 экз.). Водные моллюски в лёссе встречаются очень редко. Так,
у Фризенхейма из 131.300 раковин моллюсков обнаружено 56 экземпля-
ров Limnaeus minutus, у подножья Эйхельберга из 900 раковин имеется
2 экземпляра того же вида, у Раппенау из 55 400 экземпляров раковин
найдены 1 экземпляр Limnaeus fuscus и 3. экземпляра Planorbis spi-
r orb is.
48
Казалось бы, что полученный А. Брауном фактический материал и
актуалистический метод Ч. Ляйэлля могли быть основой для развития
теории субаэрального происхождения лёсса. Но в действительности
развитие этой теории должно было наступить еще не скоро.
Предварительные результаты исследований А. Брауна еще до их
опубликования сделались известными одному из основателей теории
покровного оледенения, Жану Шарпантье. Этот исследователь (Char-
pentier, 1841, р. 336) считает лёсс детритовым отложением, образую-
щимся при деградации моласс, начавшейся в первой половине дилю-
виального периода. По мнению Ж. Шарпантье, встречающиеся в лёссе
долины Рейна наземные моллюски близки к современным формам.
Определенные А. Брауном виды ныне живут в тенистых и прохладных
местах Альп и Юры, некоторые формы обитают на высоте до 7000 фу-
тов (2100 м); виды, любящие теплые и сухие места, в лёссе отсутствуют.
Таким образом, А. Браун и Ж- Шарпантье пришли почти к современ-
ным взглядам на фауну лёссовых моллюсков. Однако общее состояние
геологии того времени не позволило сделать дальнейших выводов, в ду-
хе научных идей XX в. Ж- Шарпантье отмечает, что, наряду с моллк>
сками, в лёссе встречаются кости мамонта, лошади, древнего быка и
гигантского оленя. Ж. Шарпантье считает, что слоны не могли жить
в прохладном климате, о котором свидетельствует лёссовая фауна мол-
люсков. Он заключает, что захороненные в лёссе млекопитающие оби-
тали до эпохи поднятия Альп, а во время этого поднятия, происходив-
шего, как указал Эли де-Бомон, катастрофически, в большинстве своем
погибли. Отдельные уцелевшие особи постепенно вымирали в резуль^
тате изменения климата, становившегося все более холодным й гу-
мидным.
В связи о этим очень интересны последующие высказывания А. Брау-
на (Braun, 1849). Раковины из рейнского лёсса (здесь А. Браун назы-
вает его lehrri) указывают либо на холодный климат, либо на
значительную высоту местности обитания моллюсков. Находки костей
толстокожих (слоны, носороги), по мнению А. Брауна, противоречат
этим выводам. Однако эти кости могут быть переотложенными и из
более древних слоев. По мнению А. Брауна, отложение лёсса (суглинка,
lehm) происходило в глубоком водоеме, образовавшемся, вероятно, при
таянии дилювиальных ледников. Этим объясняется отсутствие в данной
породе раковин озерных моллюсков и остатков рыб. А. Браун утверж-
дает, что оледенение не повлекло за собой катастрофы в органическом
мире, а вызвало в нем лишь некоторые случайные изменения, и что
раковины наземных моллюсков и кости толстокожих находятся в дилю-
виальных отложениях во вторичном залегании.
Э- Зюсс (Suess, 1867) рассматривал среднеевропейский лёсс как
отложение рек, стекавших с Альп в ледниковую эпоху. В то время он
придерживался еще дрифтовой теории распространения северных валу-
нов на Северо-Германской равнине.
В связи с развитием теории покровного оледенения Л. Агассиц
(Agassiz, 1867; 1867а) предложил флювиогляциальную гипотезу проис-
хождения лёсса. Л. Агассиц понимал лёсс широко и относил к нему,
в частности, красноцветные суглинки (вероятно, латеритового типа)
в бассейне Амазонки, где в действительности лёсс (в современном его
понимании) отсутствует. Тем не менее Агассиц отметил сходство лёсса
рейнского, североамериканского и амазонского. Полемизируя со сторон-
никами теории дрифта, Л. Агассиц отстаивал гипотезу распространения
эрратических валунов ледниками, занимавшими большие площади
(в Северной Америке до 40° с. ш.). С исчезновением этих ледяных полей
начинали образовываться озера и происходило отложение лёсса. Воз-
ражая Ч. Ляйэллю, Л. Агассиц считал, что в ледниковую эпоху ледники
4 Н, И. Кригер
49
нарастали не в результате медленных изменений. Покрытые льдом об-
ласти были населены животными, ныне обитающими в теплых районах.,
Л. Агассиц заключил, что чудовищные накопления снегов (может быть,
до 10—15 тысяч футов мощностью) могли вызвать быстрое изменение
климата.
Наряду с подобными взглядами были широко распространены мор-
ская и озерная гипотезы происхождения лёсса, просуществовавшие
почти до конца XIX в.. Эти гипотезы в середине XIX в. находились в
соответствии с дрифтовой теорией распространения эрратических валу-
нов и постепенно отмирали вместе с ней.
Морская гипотеза происхождения лёсса была высказана Беннингсен-
Фердером (Benningsen-Forder, 1857) на основании находок Polythala-
mien в лёссе Зибенгебирге. Ф. Фаллу (Fallou, 1867) считал лёсс
Саксонии разновидностью мергеля и приписывал ему морское и флю-
виальноморское происхождение. Позднее Т. Кингсмилл (Kingsmill,
1869) описал в Китае желтоватую известковистую глину очень рыхлой
структуры, которую он затем (Kingsmill, 1870), вслед за предваритель-
ным сообщением Ф. Рихтгофена (Richthofen, 1870), отнес к лёссу. По-
лемизируя с Ф. Рихтгофеном, Т. Кингсмилл приписал этому лёссу мор-
ское происхождение.
Более распространенной была озерная гипотеза происхождения
лёсса. Л. Цейшнер (Zeuschner, 1851), вероятно, был первым исследова-
телем, обобщившим известные данные о распространении лёсса и при-
шедшим к выводу, что лёсс протягивается почти через всю Европу, от
берегов Рейна через Германию, Венгрию, Польшу, Россию до Урала.
Л. Цейшнер приписывал лёссу пресноводное происхождение; по его
данным, в Карпатах лёсс поднимается до высоты 3000 футов (около
900 м) над ур. м.
Согласно Г- Вольфу (Wolf, 1867), лёсс Венгрии образовался в озе-
рах, уровень которых превышал на 240 м современный уровень моря;
кости наземных млекопитающих и раковины наземных моллюсков сно-
сились в озеро с берегов.
На территории южной части Русской равнины Н. Д. Борисяк
(1867), объединив лёсс и валунную глину в один комплекс отложений,
обещал избегать гипотез, но пришел к выводу, что эти отложения обра-
зовались, вероятно, на дне обширного пресноводного бассейна, воды
которого постепенно были дренированы, после чего при участии расти-
тельности образовался «илообразный суглинок» — чернозем.
Представление об образовании лёсса («террасовых отложений»)
в большом пресноводном бассейне Китая развил Р. Пёмпелли (Ршп-
pelly, 1866) для провинции Чжили, а позднее А. Уильямсен (Williamsen,
1870).—для провинции Шаньси. В Северной Америке Карпентер еще
в 1839 г. отметил наземный характер лёссовых моллюсков, Т.-А. Конрад
в 1846 г. относил американские суглинки, подобно рейнским, к речным
отложениям (цитировано по Archiac, 1848). Однако значительным рас-
пространением пользовалась озерная гипотеза образования лёсса (ци-
тировано по Shimek, 1898)..
Представляет интерес, что в рассматриваемый период появляются
гипотезы, напоминающие современные эоловую (Virlet d’Aous, 1857)
и делювиальную (Фольгер, изложение см. Мор, 1868 !).
1 Книгу Ф. Мора (1868), в которой на стр. 231—234 излагается вопрос о лёссе
и взгляды О. Фольгера, обычно неточно цитируют. П. Я. Армашевский (1903) ошибочно
называет двух авторов этой книги — Фольгера и Мора, причем заглавие, год издания
и страницы, посвященные лёссу, приводит, правильно. В. А. Обручев (1909, 1933) ука-
зывает только одного автора — Фольгера, причем отмечает (Обручев, 1909), что цити-
рует по П. я. Армашевскому. В действительности у О. Фольгера приблизительно в это
время вышло в русском переводе другое сочинение, в котором вопрос о лёссе не рас-
50
В середине и начале второй половины XIX в. немалые успехи в
изучении лёсса были достигнуты в бассейне Дуная в результате работ
Австрийского Геологического комитета (Geologische Reichanstalt) в Вене.
С деятельностью этого учреждения был связан (1856—1857) Ф. Рихт-
гофен, который впоследствии сыграл большую роль в решении проблемы
лёсса. Еще А. Браун (Braun, 1847) указал фауну наземных моллюсков
из лёсса района Линца (Австрия). Марлот в 1851 г. описал подобные
же отложения с наземными моллюсками в районе Питтена, близ Винер-
Нейштадта (цитирую по Richthofen, 1877); Ф. Хауэр и Ф. Штокхейм
(Hauer, Stockheim, 1851) отмечали лёсс близ Пассау, М. Липольд
(Lipoid, 1851)—в Зальцбургских Альпах в Австрии, а в следующем
году лёсс был описан в различных частях Австрии и соседних террито-
рий (Peters, 1852; Prinzinger, 1852; Czizek, 1862). Л. Цейшнер (Zeu-
schner, 1851) описал лёсс в Бескидах и Татрах на территории Карпат.
Дальнейшими исследованиями Австрийского Геологического коми-
тета был охвачен лёсс Нижней Австрии (Czizek, 1854), Моравии
(Foetterle, 1853, 1858; Heyd, 1870), Польши (Foetterle, 1859), бассейнов
Днестра, Прута и Серета (Stur u. Wolf, 1859; Wolf, 1860; Petrino, 1870),
Добруджи (Peters, 1863), Малой Валахской низменности (Foetterle,
1870), окрестностей Бухареста (Foetterle, 1871), территории южнее Ва-
ната и на банатско-сербской границе (Foetterle, 1870, Tietze, 1870).
Исследовалась и фауна из лёсса. Особенно интересны находки костей
мамонта, носорога, грызунов, насекомоядных и моллюсков в лёссе у
Нуссдорфа близ Вены (Suess, 1860; Peters, 1863).
Из изложенного ясно, что ко времени отъезда Ф. Рихтгофена в
экспедицию в Китай (1868—1872) в Германии и в бассейне Дуная были
уже собраны основные данные о распространении и характере лёсса.
Что касается вопроса о происхождении лёсса Центральной Европы и
бассейна Дуная^ то в середине XIX в. господствовали озерная и мор-
ская гипотезы.
ПЕРИОД III.
УТВЕРЖДЕНИЕ СУБАЭРАЛЬНОЙ ТЕОРИИ (1877—1890)
Этот период связан с именем Ф. Рихтгофена (род. 5.V 1833,
ум. 6.Х 1905). Его исследования быстро получили широкую известность
и оказали значительное влияние на современников. Впрочем, следует
отметить, что нередко наблюдалось неправильное понимание теории
Ф. Рихтгофена. Он считал лёсс субаэральным отложением, причем не
отводил ветру роль единственного фактора лёссообразования. Однако
многие современники восприняли теорию Ф. Рихтгофена как эоловую,
что позволило одним нападать на «эолиста» Ф. Рихтгофена, а другим —
считать его основателем этой теории. Впоследствии Ф. Рихтгофен дей-
ствительно пришел к выводу о происхождении лёсса в результате отло-
жения экзотической пыли, но некоторые исследователи критиковали его
за то,что он не был «золистом».
сматривается (Фольгер, 1869).-А. В. Гуров (1888) при описании истории гипотезы
дождевых вод ссылается на одно из изданий немецкого оригинала книги Мора
(F. Mohr. Geschichte der Erde, 1875). Я не занимался детальным исследованием этого
частного вопроса, и мне неизвестно, на основании каких данных Ф. Мор ссылается
на О. Фольгер а и что именно при изложении данной гипотезы Ф. Мор написал от себя
лично. Следует отметить, что Ф. Мор был оригинальным исследователем, высказывав-
шим самостоятельные, обычно очень спорные суждения. Его сомнения в значении
палеонтологического метода, в обоснованности стратиграфической шкалы, в основах
эволюционного учения и отрицание им ряда других положений, известных ученым его
времени, едва ли способствовали популярности его взглядов и на происхождение
лёсса.
4*
51
Первые сообщения о результатах работы Ф. Рихтгофена в Китае
появились в его письмах, печатавшихся в Шанхае (Richthofen, 1871,
1870—1872). В письме № 3 от 1870 г. из Пекина Ф. Рихтгофен дает
описание (Richthofen, 1870—1872) морфологии и условий залегания
этой породы и развивает новую (субаэральную) гипотезу ее происхож-
дения- По мнению Ф. Рихтгофена, лёсс представляет собой остаток
неорганических веществ множества поколений растений, накапливав-
шийся параллельно с отложениями песка и пыли, приносимыми ветром.
В письме № 8 от 1872 г. (см. также Richthofen, 1872) Ф. Рихтгофен
уточняет характеристику лёсса, подтверждает его субаэральное проис-
хождение и развивает гипотезу, названную В. А. Обручевым (1857)
эолово-водной: лёссовый материал откладывался в бессточных впади-
нах ветром и дождевой водой и удерживался степной растительностью.
Б этом же письме Ф. Рихтгофен проводит различие между неслоистым
настоящим лёссом и слоистым, преобразованным лёссом (regenerated
loess), перенесенным водой и переотложенным. Последний характери-
зуется засоленностью и слабой водопроницаемостью.
Очень обстоятельное изложение проблемы лёсса сделано Ф. Рихт-
гофеном в основном его труде «China», который был полностью завер-
шен уже после его смерти (Volz, 1913). Для проблемы лёсса наиболь-
шее значение имеет I том этого сочинения, опубликованный Ф. Рихтго-
феном в 1877 г. Развитые здесь взгляды заслуживают более детального
описания. По мнению Ф. Рихтгофена, лёсс образовался как на равнине,
так и в горах Китая, в условиях в основном современной конфигурации
рельефа. Поэтому приходится отвергнуть гипотезу Р. Пёмпелли об от-
ложении лёсса в пресноводном бассейне или гипотезу Ъ Кингсмилла
об отложении его в море. Хорошо сохранившиеся в лёссе тонкостенные
раковины наземных моллюсков свидетельствуют о том, что они не пере-
мещались геологическими силами, что толща лёсса нарастала медленно,
а сухость климата способствовала их сохранению на поверхности земли
и в погребенном виде. О том же свидетельствуют находки в лёссе ко-
стей наземных млекопитающих и многочисленные вертикальные каналь-
цы— пустоты от корней растений. Накопление лёсса происходит за счет
намыва твердых частиц по склону, отложения пыли ветром и химиче-
ского выделения солей, которые по корням поступают с глубин в раство-
ренном виде. Эти процессы, по мнению Ф. Рихтгофена, в современную
эпоху можно наблюдать в Монголии, где имеются плоские мульды,
расположенные между хребтами. Эти мульды аналогичны впадинам
Китая, погребенным под лёссом. Ф. Рихтгофен заключает, что каждый
лёссовый бассейн (котловина, заполненная лёссом) прежде был бес-
сточным соляным степным бассейном (солончаком). В соляном озере
в центре каждого бассейна отлагались горизонтально-слоистые образо-
вания, по краям бассейна — неслоистый материал. При последующем
дренаже бассейна центральная слоистая часть отложений подвергалась
наибольшему разрушению, однако остатки ее, по мнению Ф. Рихтгофе-
на, наблюдаются почти в каждом бассейне. Эти образования названы
озерным лёссом (See-Lofl) в отличие от неслоистого континентального
лёсса (Land-Lofi). Ф. Рихтгофен приводит пример залегания континен-
тального лёсса на озерном и объясняет такое явление сокращением
озерной поверхности. В настоящее время более вероятным является
предположение о прислонении молодого «озерного лёсса» к древнему
типичному лёссу. Таким ’образом, концепция «озерных отложений» в
заполненных лёссом котловинах в настоящее время не может быть
принята.
Ф. Рихтгофен заключает, что Северный Китай еще до существова-
ния р. Хуанхэ являлся степной областью, состоявшей из отдельных
бессточных бассейнов разнообразной величины.. Впоследствии бессточ-
52
ная область дренировалась, отдельные бассейны объединялись, соли из
лёсса выщелачивались, и почвы постепенно становились плодородными.
Ф. Рихтгофен подробно описывает деятельность ветра в засушливых
областях. Он указывает на погребение Ниневии и Вавилона под ветро-
выми отложениями. В Китае колеса телег и копыта вьючных животных
рыхлят почву улиц, а ветер уносит образующуюся пыль; в результате
возникают проходы и выемки, которые с течением времени достигают
глубины 17—33 м. Нередко обнажается даже фундамент Великой Ки-
тайской стены благодаря выносу пыли ветром. По этой же причине в
Центральной Азии, особенно в лёссовых районах, наблюдается обилие
пыли в воздухе. Даже при ветровом штиле атмосфера часто имеет
желтую окраску, солнце кажется лишь туманным желтым диском.
Иногда происходят пыльные бури (Richthofen, 1877).
Далее Ф. Рихтгофен описывает распространение лёсса за пределами
Китая. Отмечается сходство западноевропейского и китайского лёсса.
Было бы невозможным различить образцы лёсса из Карпат, окрестно-
стей Вены и бассейна Хуанхэ. Ввиду этого невероятно, что лёсс разных
мест может иметь разное происхождение. Судя по мощности пород,
время отложения западноевропейского лёсса было короче, чем китай-
ского. Однако западноевропейский лёсс, также, по мнению Ф. Рихтго-
фена, образовался в бессточной области. В Европе в это время господ-
ствовал холодный климат, в условиях которого были распространены
мамонт, шерстистый носорог и гигантский олень. Отдавая дань господ-
ствовавшей в середине XIX в., теории дрифта, Ф. Рихтгофен думал, что
эпоха лёссообразования следовала за эпохой распространения моря до
подножья Исполиновых гор и Гарца, когда айсберги рассеивали по
Северной Германии скандинавские валуны. В эпоху лёссообразования
обширные ледники существовали в Альпах и на Британских островах;
степной ландшафт суши имел сходство с ландшафтом современной Во-
сточной Монголии; климат был холодный. Летучие пески в лёссовых
районах Венгрии и Польши, по мнению Ф. Рихтгофена, свидетельствуют
о сухом климате и пустынных условиях. Может быть, благодаря возвы-
шавшимся небольшим горам климат был более влажным, чем совре-
менный климат Монголии. Кости млекопитающих указывают на травя-
нистую растительность и характер ландшафта типа американских пре-
рий, находки Succinea oblonga свидетельствуют о равномерном
распределении, вероятно, слабых атмосферных осадков. Находки в лёссе
на Рейне Polythalamien, вопреки мнению Р. Беннингсен-Фердера, свиде-
тельствуют не о морском происхождении его, а об образовании пыли
за счет меловых отложений.
Ф. Рихтгофен, опираясь на литературные данные, описывает лёсс
Ирана и Северной Америки. В Южной Америке, по его мнению,
лёссом являются суглинки пампасской формации, еще значительно рань-
ше описанные А. д’Орбиньи к На основании сделанного обзора Ф. Рихт-
1 В капитальном труде А. д’Орбиньи (d’Orbigny, 1342, рр. 72—73, 249 et suiv.)
описаны распространение, состав, фауна и происхождение пампасских отложений. Это,
по его описанию, однообразные суглинистые красноватые отложения без заметной
слоистости, с костями наземных млекопитающих. Эти породы, по словам А. д’Орбиньи,
распространены почти по всей Южной Америке и залегают на разных высотах (от
уровня моря до 4000 м на плато Кочабамба в Андах), сохраняя горизонтальное поло-
жение. А. д’Орбиньи критикует мнение Ч. Дарвина (1941, стр. 78, 137; впервые
на английском языке работа опубликована в 1839 г.), согласно которому эти отложения
постепенно откладывались реками в их эстуариях. По мнению А. д’Орбиньи, мгновен-
. ное поднятие Анд вызвало столь же быстрое перемещение водных масс моря и коле-
бание его уровня, благодаря чему его воды проникли глубоко внутрь материка, оставив
неслоистые отложения с костями погибших (вымерших) млекопитающих. Поднятие
Анд А. д* Орбиньи связывает с образованием трахитовых пород. Поскольку и в Оверни
(Франция) вымершие млекопитающие жили при извержении трахитовых пород, можно
говорить, по мнению А. д’Орбиньи, об одновременном исчезновении фауны в Европе
и Южной Америке во время этого извержения.
53
гофен заключает, что лёсс на Земле имеет большое распространение и
всюду был связан с имевшим место распространением бессточных об-
ластей.
Представления Ф. Рихтгофена о субаэральном происхождении лёсса
завоевывают себе место, несмотря на критику противников.
Со специальной статьей против теории Ф. Рихтгофена в 1877 г.
выступил А. йентцш (Jentzsch, 1877), изучавший лёсс окрестностей
г. Вены. Не возражая против применимости этой теории к объяснению
происхождения лёсса Восточной Азии, А. Йентцш сомневается в воз-
можности перенесения ее на Европу. Полемизируя с Ф. Рихтгофеном и
А. Нерингом, А. йентцш считает, что отдельные находки в лёссе остат-
ков степной фауны еще не дают оснований определять ландшафт эпохи
лёссообразования как степной. В лёссе заключена фауна очень разно-
родная: мамонт и носорог рядом с сурком, леммингом и мускусным
овцебыком, Bos primigenius рядом с формой, близкой к Bos Pallasi
и каменному барану. Слоистость европейского лёсса, наличие в нем
прослоев песка, приуроченность лёсса к склонам долин — все это, по
мнению А. йентцша, доказывает, что лёсс, подобно песку, мог образо-
ваться из текучей и стоячей воды. Находки единичных костей в лёссе
трудно объяснить без участия деятельности воды: кости мамонта так
огромны, что хищники (остатки которых редки в лёссе) едва ли могли
их растаскивать. Наземные моллюски еще не указывают на сухой кли-
мат в эпоху лёссообразования, а спорадические находки пресноводных
моллюсков в лёссе хорошо согласуются с допущением происхождения
лёсса при паводках.
В Англии в ответ на статью Ф. Рихтгофена (Richthofen, 18826)
в числе его противников выступил Г. Хауорс (Howorth, 1882а). Крити-
куя Ф. Рихтгофена, Г. Хауорс считает, что мамонт, носорог и лёссовые
моллюски были не степными, а лесными обитателями, что климат
прошлого отличался от современного и не мог способствовать эоловому
распространению пыли, что вертикальные канальцы в лёссе связаны
с фильтрацией известковистых растворов и что в Европе отсутствуют
области развевания пыли, а горы должны были препятствовать пере-
носу ее из Гоби в Китай и т. д.. Ответ на статью Г. Хауорса дал А. Не-
ринг (Nehring, 1883), доказывавший, что формирование лёсса происхо-
дило в степных условиях.
В Америке против теории Ф. Рихтгофена выступил Дж. Тодд (Todd,
1879, 1898), указывавший на-значительное количество водных моллю-
сков в лёссе Айовы (что не подтвердилось позднейшими исследования-
ми, см. Shimek, 1898), увеличение мощности лёсса близ рек, отсутствие
связи лёсса со склонами определенной ориентировки, нахождение в
лёссе прослоев грубого материала и т. д.
Из русских исследователей критику теории Ф. Рихтгофена дали
П. Я. Армашевский (1903), А. В. Гуров (1888) и др.
Однако большинство ученых одобрило теорию Рихтгофена. Одним
из первых признал ее исследователь китайского лёсса Р. Пемпелли
(Pumpelly, 1879). Распространению, теории способствовали также ра-
боты А. Неринга (Nehring, 1878, 1890), обнаружившего фауну степных
млекопитающих в лёссовидных отложениях (отчасти в выполнении
трещин в гипсах) у Вестерэгельна (близ Магдебурга) и Тиде (близ
Вольфенбюттеля) в Германии. Критикуя А. Йентцша, А. Неринг (Neh-
ring, 1878) еще раз подтвердил степной характер описанной им фауны
млекопитающих; к этой фауне, по мнению А. Неринга, в относительно
небольшом количестве присоединяются летние виды из более южных
районов (гиена, лев) и зимние — из более северных районов (лемминг,
полярная лисица, северный олень), а также вымершие виды (мамонт,
носорог, первобытный бык). Таким образом, по мнению А. Неринга,
5'4
в лёссе нет смешения фауны, принадлежащей к различным климатиче-
ским областям, как думает А, йентцш. Хотя А. Неринг критикует
Э. Титце за его переоценку деятельности ветра и недооценку деятель-
ности воды (особенно в случае разрезов у Вестерэгельна и Тиде, где
развит нетипичный лёсс), А. Неринг указывает, что гипотеза прежней
европейской степной эпохи была им предложена совершенно незави-
симо от Ф. Рихтгофена. По мнению А. Неринга (Nehring, 1883), не сле-
дует сопоставлять климат центральноевропейских степей в эпоху обра-
зования лёсса с климатом сухих и бесплодных степей Монголии; доста-
точно предположить, что климат и флора были аналогичны климату
и флоре степей Восточной России и Западной Сибири. Расхождения во
взглядах А. Неринга и Ф. Рихтгофена становились со временем все бо-
лее заметными. Неринг (Nehring, 1890) выдвинул «степную теорию»
происхождения лёсса, согласно которой лёсс образуется в степных
условиях под влиянием деятельности ветра, дождя, снега и паводков;
лёсс и лёссовидные породы могут иметь как субаэральное, так и озер-
ное и речное происхождение.
С защитой теории Рихтгофена и против А. йентцша выступил
Э. Титце, который в 1877 г. (Tietze, 1877) указал, что наличие известко-
вых канальцев в лёссе у г. Брно (как и в китайском лёссе), а также не-
свойственный речным отложениям мелкоземистый состав лёсса (Дунай,
Прут и другие реки отлагают галечник) и сохранение под лёссом неров-
ного зубчатого рельефа коренных пород свидетельствуют против водно-
го происхождения лёсса. Э. Титце (Tietze, 1878) считал, что наличие в
лёссе слоистости еще не свидетельствует против субаэрального его про-
исхождения, ахнаходки в лёссе рыб и амфибий (по А. Йентцшу) —
против степных и пустынных условий образования лёсса.
В 1878 г. Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1878), выступая с разъяснением,
указал, что некоторые исследователи (в том числе А. Неринг) непра-
вильно поняли его взгляды, будто образование лёсса произошло от
накопления тонких частиц ветром как единственным агентом. По мне-
нию Ф. Рихтгофена, образование лёсса происходит при наличии степной
растительности (удерживающей падающую пыль), смыва частиц со
склонов и под влиянием деятельности ветра. К теории субаэрального
происхождения лёсса он пришел еще в 1870 г. (письма, опублико-
ванные в Шанхае) и подробно развил ее в 1877 г., одновременно с
А. Нерингом. Критикуя вышеупомянутую работу А. Йентцша, Ф. Рихт-
гофен указывает, что гипотеза водного происхождения европейского
лёсса не может объяснить все его свойства (однородность, залегание
на разных высотах, отсутствие слоистости, вертикальные канальцы, из-
вестковистость, обилие наземных моллюсков и пр.).
j В конце XIX в. теория Ф. Рихтгофена завоевывает широкое призна-
ние, хотя она никогда не была общепринятой.
Сам Ф. Рихтгофен с течением времени все больше подчеркивал зна-
чение эолового отложения пыли в образовании лёсса. Указывая, что
лёсс накоплен субаэральными агентами при помощи степной раститель-
ности, Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1882, 1913) подчеркивает роль воз-
душных потоков в транспортировке и отложении пыли. В руководстве
для путешественников Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1886) приходит к
выводу, что эоловым отложением степей является лёсс и что лёсс —
степная почва (имеется в виду широкое понимание почвы, господство-
вавшее до В. В. Докучаева). Он говорит о вынесении пыли из пустынь
и отложении ее в окраинных степях, но не отрицает, что в образовании
лёсса принимали участие также продукты выветривания пород ближай-
ших возвышенностей.
На работы Ф. Рихтгофена быстро откликнулись русские, исследова-
тели Средней Азии, с самого начала понимавшие эту теорию как эоло-.
55
вую. История этого вопроса частично уже освещалась в литературе
(Кригер, Москалев, 1953а; Вайнер, 1954а).
Широкое распространение лёсса в Средней Азии было установлено
работами И. В. Мушкетова, Г. Д. Романовского и А. Миддендорфа.
И. В. Мушкетов (1877), впервые достаточно подробно описавший
среднеазиатский лёсс, пришел к выводу, что его распространение вдоль
речных долин отчасти указывает на речное происхождение.
Тотчас после выхода в свет в 1877 г. знаменитого сочинения Ф. Рихт-
гофена исследователи среднеазиатского лёсса примкнули к его теории.
Г. Д. Романовский (1878), ссылаясь на Ф. Рихтгофена, приписал сред-
неазиатскому лёссу эоловое происхождение. А. Миддендорф (1882)
подробно описал лёсс Ферганской долины, где выделил неслоистый
первичный и слоистый вторичный лёссы, аналогичные континентально-
му и озерному лёссам Ф. Рихтгофена. А. Миддендорф убежден в эоло-
вом происхождении лёсса. По его словам, «если привлечь верного спут-
ника всех гипотез, относящихся к доисторической жизни нашей плане-
ты... мириады годов,— то ничто не помешает нам соорудить из пыли
целые миры. Кто по прочтении вышеприведенных описаний все еще
будет упорно восставать против допущения образования лёсса из пыли,
тому я могу посоветовать лишь одно: пусть по крайней мере он посетит
Фергану» с ее толщами лёсса и пыльными бурями.
Особо должно быть отмечено капитальное сочинение «Туркестан»
И. В. Мушкетова (1886, 1906, 1915), в первом томе которого автор
(1886) указывает на растущий авторитет теории происхождения лёсса
Ф. Рихтгофена и, ссылаясь на этого исследователя, указывает на сход-
ство среднеазиатского и китайского лёссов. И. В. Мушкетов, по анало-
гии с описанием Ф. Рихтгофеном китайского лёсса, описывает пещеры
в лёссе у Самарканда, а также вертикальные обрывы лёсса в долине
р. Ангрен. Он различает типичный неслоистый лёсс (континентальный
лёсс — по Ф. Рихтгофену, первичный лёсс — по А. Миддендорфу) и
слоистый лёсс (озерный — по Ф. Рихтгофену, вторичный — по А. Мид-
дендорфу). Неслоистому лёссу И. В. Мушкетов приписывает эоловое
происхождение, слоистому — водное. Эоловое отложение лёсса происхо-
дит и в настоящее время. В Ферганской долине у с.. Риштан И. В. Муш-
кетов наблюдал процесс седиментации лёссовидной породы ручьями,
сбегавшими с гор на равнину. Сторонником эоловой теории происхож-
дения неслоистого, или континентального лёсса И. В. Мушкетов остался
и в своих последующих работах (1903). Большое значение работ
И. В. Мушкетова (1886, 1903) состоит также в том, что он, наряду с
изучением лёсса, много внимания уделил процессам развевания в пу-
стынях. Очень интересна опубликованная им (1903) карта четвертичных
отложений Земли с указанием областей распространения лёсса, ледни-
ковых отложений, зон развевания и т. д.
Следует отметить, что, наряду с теорией Ф. Рихтгофена, в описы-
ваемый период имели место также различные представления об акваль-
ном происхождении лёсса. Ф. Ваншаффе (Wanschaffe, 1885, 1886) и
другие исследователи (Berendt, 1879; Klockmann, 1886; Me Gee and Call,
1882) предложили озерно-ледниковую гипотезу, согласно которой лёсс
образовывался в краевых бассейнах древнего оледенения и позднее
(по Ф. Ваншаффе) подвергался воздействию степной растительности,
обусловившей возникновение пористости. В работах Дж. Прествича
(Prestwich, 1894) продолжала развиваться морская гипотеза. Для
южной части Русской равнины предполагалось образование лёсса в
дилювиальном море (Хорошевский, 1881) или в большом приледнико-
вом озере (Belt, 1877). Г. Капуе (Capus, 1892) считал лёсс Средней
Азии периферическим отложением внутреннего моря (поскольку он
развит преимущественно у подножий гор и в предгорьях) и лишь слабо
56
развитый «вторичный лёсс» соглашался признать эоловым. Явным ана-
хронизмом являются работы Г. Хауорса (Haworth, 1882), по мнению
которого лёсс образовался из вулканического пепла, возникшего при
огромных извержениях и отложившегося в водном бассейне во время
грандиозного наводнения (потопа), распространившегося от Желтого
моря до Атлантического океана. Идею этого наводнения Г. Хауорс
(Howorth, 1893) в конце XIX в. отстаивал в двухтомном сочинении,
посвященном, критике ледниковой теории.
Следует указать также на гипотезу морозного выветривания (Wood,
1882, 1882а, критику см. Howorth, 1883), флювиогляциальную (Кропот-
кин, 1876; Berendt, 1879; Jamieson, 1882; Winchell, 1879), делювиальную
(Lapparent, 1883; Армашевский, 1883; Гуров, 1888; Шмидт, 1873; Доку-
чаев, 1886) и элювиальную (Roth, 1888).
ПЕРИОД IV.
ИССЛЕДОВАНИЕ ОТДЕЛЬНЫХ ПРОЦЕССОВ (с 1885 г.)
Конец XIX и начало XX в, характеризуются активным изу-
чением отдельных геологических процессов. В связи с этим возникает
множество теорий и гипотез происхождения лёсса. Я их рассмотрю
кратко, группируя по основным процессам.
Деятельность ветра. Прежде всего надо отметить двух учеников
И. В. Мушкетова, исследователей Центральной и Средней Азии:
В. А. Обручева (род. 10.Х 1863, ум. 19.VI 1956) и К- И. Богдановича.
В своих воспоминаниях В. А. Обручев (1946) указывает, что И. В. Муш-
кетов ознакомил его с сочинениями Ф. Рихтгофена «China». И В. А. Об-
ручев (1909), и К. И. Богданович (1906) всегда высоко оценивали труды
Ф. Рихтгофена.
В. А. Обручев впервые столкнулся с проблемой лёсса при исследо-
ваниях в Средней Азии (Обручев, 1890).. Молодой исследователь опи-
сывает «лёссовидные глины» степей и приписывает им эоловое проис-
хождение. В горных долинах лёсс образуется за счет частиц, приноси-
мых ветром с низменности. Пористые лёссовидные глины речных долин
представляют собой, по В. А. Обручеву, то типичный субаэральный
лёсс, то «лёсс вторичный, происшедший из первичного переносом его
с помощью речной воды». В баирах (холмах) Бадхыза и Карабиля
В. А. Обручев описывает лёссовидный песчаник с пещерными жилища-
ми, который значительно позже (Обручев, 1954) был признан им
за настоящий лёсс. Отмечая сходство такырных отложений с лёс-
сом, В. А. Обручев приходит к выводу, что почва такыра — это озерный
лёсс.
В последующие годы В. А. Обручев работал в Центральной Азии
и Китае. Сжатое описание всех этих путешествий изложено им в попу-
лярной книге (Обручев, 1940). В. А. Обручев подвергает критике работы
Ф. Рихтгофена, считавшего, что в Восточном Хангае преобладает лёссо-
вая степь, тогда как в действительности там развиты морские отложения
(Обручев, 1893). Центральная Азия не является районом отложения
лёсса в замкнутых котловинах, как полагал Ф- Рихтгофен, а представ-
ляет собой район рождения лёссовой пыли, которая осаждается здесь
по окраинам бессточной пустынной области (Обручев, 1893а). Море
Ханхай, после своего отступания, оставило в Центральной Азии озера.
В частности, оз. Кукунор (по мнению Ф. Рихтгофена, «степное озеро»,
осолонивщееся за счет выщелачивания лёсса) в действительности являет-
ся реликтом морского режима (Обручев, 1894).
В более поздних многочисленных работах В. А. Обручев развивает
свою концепцию и приходит к следующим выводам. Гипотеза Ф. Рихт-
57
гофена о происхождении лёсса за счет накопления местных продуктов
выветривания в котловинах не выдерживает критики. «Рихтгофен путе-
шествовал почти исключительно по Китаю, где и изучал все особенности
лёсса, но из всей Центральной Азии он видел только небольшую пло-
щадь на южной окраине Восточной Монголии, для Центральной Азии
вовсе не типичную» (Обручев, 1909). Гипотеза Ф. Рихтгофена о мощном
лёссовом покрове, почти скрывающем разрушенный эоловыми процес-
сами каменный скелет Центральной Азии и выполняющем многочислен-
ные котловины, должна быть отвергнута (Обручев, 1895а, 19516). Во
внутренних частях Центральной Азии нет отложений мощного лёсса,
почва впадин представляет собой смесь щебня, песка и глины небольшой
мощности (Обручев, 1895, 1909, 1947); даже лёссовидные породы здесь
редки (Обручев, 1905). Заполнение впадин лёссом в таком количе-
стве, которое предполагалось Ф. Рихтгофеном, исключено даже теоре-
тически: горные кряжи не могут скрыться под толщами лёсса, образо-
вавшегося из продуктов их же разрушения (Обручев, 1909). Гипотеза
Ф. Рихтгофена не объясняет развитие сплошного лёссового покрова,
охватывающего наиболее высокие участки рельефа. Следует отказаться
от представления о местном происхождении пыли (эктопическая пыль),
а считать ее принесенной из далеких мест (экзотическая пыль), что
легко доступно для эоловой гипотезы (Обручев, 1909). Центральная
Азия в действительности представляет собой область выветривания и
раздувания пород (Обручев, 1895). Здесь образуются причудливые фор-
мы дефляционного рельефа в виде «эоловых городов» (Обручев, 1911,
1914) и наблюдаются территории с исключительно сильными ветрами
(Обручев, 1951). В распределении скальных пустынь развевания, а так-
же песчаных пустынь и лёссовых степей прослеживается следующая
закономерность: лёссовые степи занимают окраинные части пустынь
(Обручев, 1895, 1909, 19516). В. А. Обручев (1912, 1913) подробно изу-
чает распространение и образование песков, надвигание их на лёссовые
степи (Обручев, 1895, 1895а), переход песчаных пространств в лёссовые
(Обручев, 1915). Он также описывает процессы развевания лёсса (Об-
ручев, 1913), отложения пыли (Обручев, 1912а, 19516, 19546) и полеми-
зирует с Д. Дранициным (1914), оспаривавшим распространение лёсса
на Окраине алжирской Сахары близ Бискры (Обручев, 19146). В. А. Об-
ручев (1895а, 1900, 1901, 19126, 1938, 1940а, 1951а, 1952, 1958, 1959, 1960;
см. также Ломонович, 1963) приводит большой фактический материал
о распространении и условиях залегания лёсса в Азии. Эти данные по-
казывают, что в Центральноазиатской и Среднеазиатской областях пу-
стынь и зонах развевания лёсс встречается очень редко, но имеет огром-
ное распространение, большую, мощность и плащеобразное залегание
по окраинам этих территорий. В. А. Обручев (1958) приходит к выводу,
что «тот, кто видел Гоби и лёссовые страны Китая, не может признать
никакой гипотезы происхождения лёсса, кроме эоловой». Будучи актив-
ным сторонником теории эолового происхождения лёсса, В. А. Обручев
(1909, 1929, 1930, 1933, 1938, 1948, 1954а) критиковал гипотезы водного
и почвенного происхождения лёсса. Однако в последующие годы он
присоединился к взглядам П. А. Тутковского о происхождении евро-
пейского лёсса за счет процессов развевания в перигляциальной зоне
древних ледников (Обручев, 1909, 1933; Obruchev, 1945)., Позднее Обру-
чев указывал на роль сингенетически протекавших почвенных процессов
в превращении пыли в лёсс и рассматривал его как особый вид почвы
(Обручев, 1948, 1950).
Представления Ф. Рихтгофена и В. А. Обручева об образовании
китайского и среднеазиатского лёсса за счет пыли, выносимой из пу-
стынь, нашли себе много сторонников (Berkey and Morris, 1927; Merz-
bacher, 1913; Passarge, 1904: Schmitthenner, 1925, 1933; Вахрушев, Bax-
58
рушева, 1954; Карлов, 1963; Кесь, 1959, 1962; Кийз, 1932; Ломонович,
1951, 19536, 1953в, 1955, 1961; Наливкин, 1963; Федорович, 1955, 1957,
1960, 1961, Ян Чжун-цзянь, 1957; Чернов, 1909).
К. И. Богданович уделил проблеме лёсса значительно меньше внима-
ния. Однако большой интерес представляют его исследования в Каш-
гарии- Придерживаясь взглядов на эоловое происхождение лёсса,
К. И. Богданович {1892) считал, что «лёссовый материал может выде-
литься в самостоятельные отложения лишь при региональности процес-
са его возникновения. Нет региональности в образовании этого мате-
риала, нет и лёссовых отложений, а возникает лишь большая или мень-
шая примесь тонких песчано-глинистых частиц к песчаным образова-
ниям». В Кашгарии, по мнению К. И. Богдановича, лёссообразование
происходит и в настоящее время. «Кашгария — лёссовая лаборатория
в действии», в отличие от Северного Китая, который был такой же «ла-
бораторией», но в настоящее время ей не является (Богданович, 1892,
1917).
Дальнейшее развитие эоловой теории происхождения лёсса имело
место в трудах П. А. Тутковского (род. 17.11 1858, ум. 3.VI 1930).
Опираясь на взгляды А. И. Воейкова (1881) о господстве антициклонов
над территорией плейстоценового материкового оледенения, П. А. Тут-
ковский (1899) предположил, что с этой территории дули сухие (в ре-
зультате динамического нагревания воздуха) ветры, названные им
«фенами ледникового периода». Эти ветры развевали ледниковые отло-
жения и уносили пыль далеко от ледникового покрова, где она образо-
вывала лёсс. Вдоль края ледника, по мнению П. А. Тутковского (1910),
проходила зона холодной пустыни, в которой характерны барханы
(Полесье), обработанные ветром камни (Тутковский, 1900) и другие
следы эоловой деятельности в сухом климате. Эта теория вызвала много
возражений. Б.^Л. Личков (1928; 1928а; 1930) не только отрицал сущест-
вование перигляциальной пустыни, но по большей части допускал сле-
ды деятельности воды там, где П. А. Тутковский предполагал деятель^
ность ветра. Б. Л. Личков (loc. cit) и А. П. Павлов, (Тутковский и др.,
1911) подвергли сомнению наличие барханов в Полесье. А. П. Павлов
отрицал возможность развевания моренных отложений в силу их твер-
дости. Э. Е. Лейст не нашел возможным сравнивать ветры, на которые
указал П. А. Тутковский, с сухими фенами горны^ стран. По его мне-
нию, реки и озера у края ледника должны были увлажнять воздух и
устранять сухость климата. А. И. Воейков также не соглашался с ги-
потезой перигляциальных пустынь. Некоторые исследователи отметили,
что развевание морены сомнительно, а развевание флювиогляциальных
песчаных отложений не могло бы дать пыль в количестве, достаточном
для образования лёссовых толщ (Берг, 1947; С. Соболев, 1937; Ко-
лотилин, 1953). Однако многие справедливо указывают (Дмитриев,
1952; Москвитин, 1950; Трофимов, 1948; Swineford and Frye, 1951), что
в этих случаях не учитывается непрерывное пополнение развеваемых
отложений. Н. И. Дмитриев (1962) отмечал, что под перигляциальной
зоной следует понимать не аридную пустыню, а тундру и лесотундру,
с обширными песчаными пространствами, чередовавшимися с лугами
и островными лесами, а на водораздельных пространствах — со степя-
ми. По-видимому, эта поправка справедлива для многих территорий,
однако активность ветра в этой зоне была высокой. Даже противники
эоловой теории лёссообразования отмечают большое значение деятель-
ности ветра и образования ветрогранников в перигляциальной зоне
(Dylik 1952). Современные наблюдения на окраинах Гренландии
(Fristrup, 1953) и Антарктиды (Марков, Бодина, 1961) свидетельствуют
о том, что вблизи края материкового ледника господствует сухой пу-
стынный тип климата.
59
Воззрения П. А. Тутковского в значительной степени предопредели-
ли развитие проблемы лёсса применительно к Русской равнине и к За-
падной Европе (Вальтер, без года; Tarr, 1899; Geikie, 1900; Walther,
1903; Lauterborn, 1912).
Для развития вопроса большое значение имела монография В. Зер-
геля (Soergel, 1919), в которой на большом фактическом материале был
установлен ледниковый возраст лёсса и межледниковый возраст заклю-
ченных в лёссе ископаемых почв Европы.
В. Зергель был сторонником идеи, связывающей образование лёсса
с антициклональными ветрами, дувшими с ледникового щита. Впослед-
ствии такая точка зрения в Западной Европе получила очень большое
распространение (Klebelsberg, 1948).
Русские исследователи: Н. И. Дмитриев (1952), П. К. Заморий
(1957, 1961а), В. И. Крокос (1926а; 1926в, 1927), М. И. Ломонович (1950,
1953а, 19536; 1955), Г. Ф. Мирчинк (1928), А, И. Москвитин (1933, 1935,
1950, 1957), Н. А. Нагинский (1953), Д. П. Назаренко (1956), А. С. Ряб-
венков (1955, 1961) и другие рассматривали лёсс как эоловое образова-
ние ледникового времени. Попытка Л. С. Берга (1948) показать, что
В. И. Крокос за последние годы отказался от эоловой теории, как спра-
ведливо указал Н. И. Дмитриев, объясняется недоразумением. Одни
исследователи подчеркивали сходство минералогического состава лёсса
и ледниковых отложений (Крокос, 1927; Лепикаш, 1934а; Седлецкий^
Ананьев, Куценко, 1954), другие отмечали некоторые различия между
составом лёсса, с одной стороны, и донной морены и флювиогляциаль-
ных отложений — с другой. Эти исследователи связывали образование
лёсса с развеванием абляционной морены (Нагинский, 1953; Рябчен-
ков, 1959).
Развитие эоловой теории лёссообразования в Америке протекало
иным путем (обзор современного состояния вопроса — см. Кригер Н.,
Кригер К-, 1960). Американские исследователи основное значение при-
дают не переносу пыли на далекие расстояния, а образованию ее за счет
развевания аллювиальных и флювиогляциальных, отложений (outwash)
в близлежащих долинах (Chamberlin and Salisbury, 1909; Leverett, 1899;
Smith and Fraser, 1935; Leighton and Willman, 1950). Исследователи,
признающие влияние ледниковых антициклональных ветров, источни-
ками пыли считают долинные флювиогляциальные отложения (Bryan,.
1945). Особенностью американской школы является настойчивое стрем-
ление найти количественное выражение уменьшения мощности и ме-
дианы гранулометрического состава по мере удаления на восток от
источников пыли, т. е. от речных долин (Smith and Fraser, 1935; Leighton
and Willman, 1950; Swineiord and Frye, 1951; Ruhe, 1954; Hanna and
Bidwell, 1955; Sitler and Baker, 1960; Флинт, 1963). Большое значение
этих исследований вполне очевидно (Кригер Н., Кригер К-, 1960), хотя
можно подозревать, что американские исследователи сравнивают гра-
нулометрический состав типичного лёсса водоразделов с лёссовидными
суглинками в долинах, которые в действительности нельзя считать за
лёсс. Американские работы оказали влияние и на исследование лёсса
в Европе. Еще Р. Граман (1932) отстаивал мысль о большом значении
процессов развевания аллювия в образовании лёсса. Э. Шенхальс
(Schonhals, 1953) на основании работ в районе Градец-Кралове (Чехо-
словакия) показал, что по мере удаления от р. Лабы (Эльбы) на запад
процентное участие суммарной мощности песчаных прослоев в лёссе
уменьшается (на графике в полулогарифмическом масштабе прямоли-
нейная зависимость). Вероятно, вблизи Эльбы Э. Шенхальс имел дело
уже не с лёссом, а с лёссовидными породами. Сведения об огрубении
лёсса близ реки имелись еще в старой литературе по Днепру и Десне
(Берг, 1948). За последнее время это явление на Днепре изучено
60
И. Н. Карловым. Следует признать очень важным детальное исследова-
ние зависимости гранулометрического состава пород от рельефа и рас-
положения вероятных источников дефляции.
Рассмотренные выше три разновидности эоловой теории, связываю-
щие образование лёссовой пыли с пустынями, ледниковыми антицикло-
нальными ветрами и раздуваемыми речными отложениями (преимуще-
ственно перигляциальными), являются наиболее распространенными в
литературе. Очень многие исследователи принимают возможность обра-
зования лёссовой пыли из разных источников (Обручев, 1933; Флинт,
1963, и т. д.). Тем не менее наряду с поисками новых источников про-
должаются споры об относительном значении каждого из них. Чехо-
словацкий исследователь В. Амброж (Ambroz, 1947) считает, что источ-
ник лёссовой пыли находится в горах. Г.. Винтер (Winter, 1934) указы-
вает на возможность образования западноевропейского лёсса за счет
раздувания морского ила северного побережья (Фландрия). В связи
с поисками источников пыли можно сказать несколько слов о развитии
эоловой теории исследователями среднего течения Дуная (Паннонская
низменность).
Нельзя, конечно, отрицать возможность приноса пыли в Паннонскую
низменность ветрами, дувшими со Скандинавского ледникового покро-
ва, но нельзя также не отметить, что условия для развития этого явления
здесь мало благоприятны: Паннонская низменность удалена от этого
ледникового покрова и отгорожена от него Карпатами. Горы, непосред-
ственно окружающие Паннонскую низменность, в плейстоцене имели
лишь сравнительно небольшие ледники (за исключением Альп). По этой
причине возникли сомнения в значении ледниковых ветров в образова-
нии паннонского лёсса.
После исследований Ф. Рихтгофена в Китае венгерские геологи при-
няли его теорию, рассматривая ее, преимущественно, как эоловую
(Inkey, 1892; Halavats, 1897; Horusitzky, 1918). П. Трейтц (Treitz, 1903)
связывал образование паннонского лёсса с ветрами северо-западного
направления в условиях сухого климата. Период образования лёсса был
прерван наступлением влажной эпохи, когда лёссообразование прекра-
тилось и местами образовался гумусовый слой. Участки, на которых
ископаемый гумусовый слой в лёссе отсутствует, П. Трейтц считал
поздно освободившимися из-под уровня озерного бассейна, оставшегося
еще с левантинской эпохи. Выпадение эоловой пыли, по П. Трейтцу,
происходило и в самое новейшее время («аллювиальная» эпоха), но
новейший лёсс еще не приобрел цементации углекислой известью. Пыль,
выпадавшая в различные эпохи в сильноувлажненных и заболоченных
местах, образовывала не типичный лёсс, а серые плотные суглинки,
переслаивающиеся с глинами.
П. Лоци (Loczy, 1910) полагал, что физико-географические условия
территории Венгрии в ледниковую эпоху можно сравнить с современ-
ными физико-географическими условиями басейна Тарима. Здесь раз-
виты каменистые и песчаные пустыни, в современную эпоху образуется
(по его мнению) лёсс, а по окраинам протягиваются горы (Тянь-Шань,
Памир, Куньлунь, Алтын-таг, Курук-таг), в которых встречаются лед-
ники и горные степи.
Детально изучив геологию окрестностей оз.. Балатон, Л. Лоци
(Loczy, 1916) описывает в районе этого озера настоящий эоловый лёсс
плато и указывает отличие его от слоистого долинного лёсса с прослоями
галечника и пресноводными моллюсками. Накопление лёсса происхо-
дило в засушливых климатических условиях. Шлифованные скалы и
ветрогранники в окрестностях оз. Балатон Л. Лоци принимает за следы
пустынь, существовавших здесь еще с плиоценового времени. Он иссле-
довал случаи выпадения современной пыли и даже сделал попытку
61
подсчитать скорость накопления ила в оз. Балатон за счет его отло-
жения.
Представляет интерес мнение Э. Холноки (Cholnoky, 1910) о напря-
женности дефляционных пустынных явлений на территории Паннонской
впадины, имевших место в конце плиоцена, в левантинское время.
Э. Холноки, как и Лоци (Loczy, 1910), возражает против существования
глубокого пресноводного бассейна на этой территории в левантине,
поскольку отсутствуют береговые линии соответствующего возраста
(имеющиеся по окраинам Паннонского бассейна абразионные террасы
являются более древними; обзор вопроса — см. Кригер, 1953) и леван-
тинские отложения носят наземный характер. Близ оз. Балатон наблю-
даются следы дефляционной деятельности. Лоци и Папп относили эпоху
сильной дефляции к концу плиоцена и началу плейстоцена и склонны
были связывать образование лёсса с аридными пустынными явлениями
(Loczy, 1910, 1916; Scherf, 1936). Однако Э. Шерф, также возражающий
против существования большого левантинского водного бассейна в Пан-
нонской котловине, критикует гипотезу аридной пустыни Э. Холноки.
На территории к западу от оз. Балатон и Баконьского леса А.. Винк-
лер-Гермаден (Winkler-Hermaden, 1938) для послепаннонского времени
(с киммерийского по четвертичное) отметил чередование процессов
эрозии и флювиальной аккумуляции. Таким образом, представление о
плиоценово-нижнечетвертичных пустынях аридного типа на территории
Паннонской впадины было разрушено. А. Шерф полагает, что процессы
дефляции в окрестностях оз. Балатон должны были иметь место в лед-
никовые эпохи.
Вопрос об источниках пыли при образовании эолового лёсса в бас-
сейне среднего течения Дуная был рассмотрен австрийским геологом
Р. Рунгальдиером (Rungaldier, 1933). Этот исследователь указал на три
возможных источника пыли: пустыни (и высокогорья), ледниковые
районы и речные долины. Опираясь на исследования Витчелла и Рать-
енса о пыли и лёссовых породах Африки, Р. Рунгальдиер приходит к
выводу/ что область отложения африканской пыли лежит преимуще-
ственно над Атлантическим океаном и что, следовательно, эта пыль не
играет большой роли в образовании лёсса Европы. Известное значение
в образовании лёсса Рунгальдиер приписывает развеваемым вулкани-
ческим продуктам. Большое место он отводит процессам развевания
речных отложений и в связи с этим подчеркивает значение ближнего
(до 100 км) переноса пыли. По его мнению, лёссообразование происхо-
дило непрерывно в различные геологические эпохи, достигало большого-
размера в межледниковья и происходит в настоящее время. Он выдви-
гает гипотезу «лёссовых циклов». Лёссовые частицы претерпевают сле-
дующий круговорот: ветровая пыль — лёссовая пыль (отложенная пыль^
еще не подвергшаяся диагенетическим процессам)—лёсс — переотло-
женный (перемытый) лёсс — водный ил —осадок высоких вод — ветро-
вая пыль и т. д. Этим нормальным протеканием цикла охватывается
лишь часть лёсса. Источники и способ подготовки материала для разве-
вания так же, как и отложение, могут быть различными, неизменной
в этом ряду лишь остается фаза ветрового переноса частиц и диагене-
тическое обогащение отложенного осадка карбонатами в условиях сухо-
го климата. Протекание цикла может идти, ускоряясь или замедляясь,,
даже следуя в обратном направлении. Так, плейстоценовые лёссовые
равнины означают замедление или перерыв цикла, так как почти линей-
ное эрозионное и аккумулятивное воздействие воды не оказывает
большого влияния на равнину. Нормальный лёссовый цикл может также
нарушаться деятельностью человека.
Р. Рунгальдиер далее полагает, что вопрос об источниках пыли
нельзя решить без реконструкции направления ветров предыдущих
62
геологических эпох, в том числе ветров в верхних слоях тропосферы»
так как эти ветры часто имеют иное, чем в нижних слоях, направле-
ние. В связи с этим Р. Рунгальдиер пытается гипотетически восстано-
вить направление ветров, господствовавших в четвертичную эпоху,,
а также сезоны и части суток непосредственного развевания и переноса
пыли. Этой гипотетической стороны работы Р. Рунгальдиера я здесь не
касаюсь. Представляет интерес мнение рассматриваемого автора о том,
что наличие степной растительности не является обязательным условием
отложения лёсса, так как пыль переносится на большой высоте, но что.
при отложении пыли играет роль конденсация атмосферных водяных
паров. Уплотнение вновь образующегося осадка происходит, по мнению
Рунгальдиера, благодаря росе.
Работу Рунгальдиера подверг критике Б. Булла (Bulla, 1935), кото-
рый видит роль ближнего транспорта пыли не в приносе соответствую-
щего материала для построения толщ лёсса, а в переотложении уже
отложенного лёссового материала. Б. Булла, ссылаясь на исследования
Тутковского, Энквиста, Зергеля и Холноки, подчеркивает значение для
проблемы венгерского лёсса ледниковых фенов и ветров, дувших из-
Евразии в западном направлении к Атлантическому океану. Вулкани-
ческий пепел, по мнению Б. Булла, мог участвовать в образовании лёсса
лишь в случае одновременности этого процесса с вулканическими из-
вержениями, а между тем в Венгрии нет четвертичных вулканов. Выпа-
дение пыли и лёссообразование, по словам Б. Булла, неадекватные
понятия; лишь в степях выпадающая пыль превращается в лёсс. Далее-
Б. Булла указывает, что только красные полосы — погребенные горизон-
ты выветривания в лёссе, а не сам венгерский лёсс — образовывались
в межледниковое время.. По мнению Б. Булла, нет доказательств совре-
менного лёссообразования, и сделанные в литературе в этом отношении
указания относятся не к типичному лёссу.
Б. Булла (ВиЙа, 1934), принимая эоловую теорию лёссообразования,
рассматривает Венгерский бассейн, благодаря его континентальному
климату и южному положению в Европе, как псевдоперигляциальную
область, как переход между гляциально-лёссовой и континентально-
лёссовой областями (по Р. Граману).
Приведенное описание дает некоторое представление о размере раз-
ногласий среди исследователей, приписывающих ветру основную роль,
в образовании лёсса. Ниже будет показано, что в связи с развитием
новых научных дисциплин — почвоведения, мерзлотоведения и ландшаф-
товедения — вопрос о роли ветра в образовании лёсса принял в послед-
ние годы новые формы.
Описывая период изучения отдельных процессов, можно лишь, крат-
ко остановиться на идеях, пытающихся объяснить происхождение лёсса-
без преимущественного участия ветра, так как эти идеи имели меньшее-
значение в истории проблемы лёсса.
Деятельность склоновых процессов. К склоновым здесь отнесены-
делювиальные и коллювиальные процессы,
( Делювиальная (или «струевая»). гипотеза Образования лёсса была
развита П. Я. Армашевским (1896, 1903) и особенно А. П. Павловым
(1889, 1899, 1904). А. П. Павлов выделил делювий в качестве особого
генетического типа материковых образований, возникающих при намы-
ве суглинистого материала по склонам в результате деятельности дож-
девых и талых снеговых вод. Представление указанных исследователей
о происхождении лёсса в результате этого процесса нашло себе сторон-
ников (Ильин, 1927, 1928, 1930, 1935; Неуструев, 1910; Попов И., 1947).
Другие исследователи указывают на параллельное развитие эоловых и
делювиальных процессов (Кавеев, 1957; Кригер, 1962). Эту точку зре-
ния можно рассматривать как разновидность эоловой теории, если счи-
63s
тать, что преимущественное значение имеет эоловый принос пыли (Ка-
веев, 1954, 1958), и если принимать, что в определении эоловой теории
главнейшее значение имеет не способ отложения материала, а способ
его транспортировки (Мирчинк, 1928; Москвитин, 1933). Учитывая по-
следнюю точку зрения, следует говорить об эоловом происхождении
лёсса также и в том случае, когда принесенная ветром пыль дополни-
тельно перемещается с участием других геологических факторов, дей-
ствующих в субаэральной обстановке. К сожалению, до сих пор еще не
разработаны способы количественного учета эолового и иного по про-
исхождению материала в лёссе, что оставляет много места для предпо-
ложений.
Представление об эолово-делювиальном происхождении лёсса стоит
довольно близко ко взглядам Ф. Рихтгофена. К делювиальной гипотезе
близко стоит пролювиальная гипотеза. Пролювием А. П. Павлов (1903)
назвал тонкозернистые (лёссовидные) отложения временных потоков,
выбегающих из горных долин на равнину. Впоследствии, как известно,
пролювием стали называть все образования временных конусов выноса,
По мнению А. П. Павлова, среднеазиатский лёсс, будучи субаэральным
образованием, одновременно является водным или пролювиальным
(силевым) образованием. Гипотеза А. П. Павлова нашла сторонников
(Петров, 1937, 1953; Шанцер, 1948; Васильковский, 1951а; Мавлянов,
1953, 1953а, и др.). В. И. Попов (1950) выделяет особую лёссовую зону
по окраинам конусов выноса в предгорьях Средней Азии. Но В. И. Ели-
сеев (1963) пришел к выводу, что в составе конусов выноса Ферганской
впадины не только лёсс, но даже лёссовидные породы в собственном
смысле слова отсутствуют; лёсс прямого отношения к пролювию не име-
ет, хотя иногда залегает на древних пролювиальных шлейфах. Я уже
имел случай (Кригер, Москалев, Беккерман, 1963) высказать сомнение
в возможности существования мощных толщ лёсса пролювиального
происхождения, хотя известны случаи переслаивания отложений конуса
выноса с чуждым ему лёссом.
Ввиду близости характера делювиальных и пролювиальных отложе-
ний многие исследователи придерживаются мнения о делювиально-про-
лювиальном происхождении лёсса (Боганик, 1945; Васильковский, 1953;
Павлинов, 1961, и др.).
Коллювиальную гипотезу происхождения лёсса развили Р. Рассел
(Russel, 1944) и X. Фиск (Fisk, 1951) по материалам изучения лёсса
бассейна р. Миссисипи. Близкие взгляды на основании наблюдений в
Заилийском Алатау развивает С. И. Соколов (1946, критику см. Ломо-
нович, 1955). По мнению Р. Рассела, лёсс образуется в результате
оползания («коллювиации») и выветривания пойменно-болотных пыле-
ватых отложений. В результате врезания долин (при образовании тер-
рас) эти отложения оказываются поднятыми над поймами рек. Пыле-
ватые отложения, смещаясь (преимущественно в ледниковые эпохи)
вниз по склону, образуют более мощные скопления в основании склонов.
Одновременно происходит процесс облёссования («лёссофикация»), со-
стоящий в том, что почвенные и грунтовые воды выносят известковистые
соединения и глинистые частицы в глубь породы и вниз по склону
(по данным Б. Б. Полынова, карбонаты в продуктах выветривания
скапливаются преимущественно в нижних частях склонов). С ополза-
нием Р. Рассел связывает образование вертикальных отдельностей в
лёссе, а также попадание в лёсс раковин наземных моллюсков совре-
менного облика и наличие в лёссе посторонних включений. Воззрения
Р. Рассела и X. Фиска подверглись критике (Leighton and Willman,
1950; Holmes, 1944; Thwaitesy 1944; Кригер H., Кригер К., 1960). Крити-
ковавшие указывали на пренебрежений Р. Рассела и X. Фиска к страти-
графии лёсса (и ископаемых почв), на невозможность объяснить их
64
гипотезой однородность состава лёсса, особенно — в мощных толщах
и т. д. Поскольку современный процесс коллювиального смещения
суглинистых образований по склонам описац (без отношения к пробле-
ме лёсса) и в советской литературе (Герасимов, 1950) и, вероятно, играл
большую роль в перигляциальных условиях, можно высказать гипотезу,
что указанный Р. Расселом процесс в некоторых случаях приводил к об-
разованию лёссовидных пород, отличающихся, однако, от типичного
лёсса.
Флювиогляциальные процессы. Лёсс как «глетчерный ил» и «фирно-
вую грязь» рассматривал В. В. Докучаев (1892, 1892а), взгляды кото-
рого на этот вопрос не отличаются четкостью, поскольку он допускал и
возможность иного происхождения (Докучаев, 1891). Лёсс В. В. Доку-
чаев понимал очень широко и указывал наличие в нем валунов, хотя
подчеркивал, что флювиогляциальная разновидность лёсса более одно-
родна, чем другие. Можно указать многочисленных сторонников флю-
виогляциональной гипотезы лёссообразования, главным образом из рус-
ских исследователей (Афанасьев, 1925; Вислоух, 1915; Глинка, 1932;
Соболев, 1937; Танфильев, 1922; Толстихин, 1936).. М. А. Глазовская
(1954) полагает, что лёсс является эоловой пылью, переотложенной
флювиогляциальными потоками.
Аллювиальные процессы. Сторонниками аллювиальной гипотезы об-
разования лёсса являются немногие западноевропейские исследователи
(Brockmeier, 1914, 1931), а также исследователи Средней Азии:
Ю. А. Скворцов (1932, 1949, 1953, 1957, 1961), допускающий участие
также пролювиальных и делювиальных процессов, и Й. Г. Глухов (1961).
Для объяснения происхождения водораздельного лёсса Ю. А. Скворцов
использует, помимо представлений о врезании долин, также идею о но-
вейших тектонических движениях. И. Г. Глухов (1956) объясняет водо-
раздельный лёсс деятельностью различных, в том числе делювиальных
процессов (делювиальный лёсс, по его словам, имеет малую мощность).
Так называемый «рязанский лёсс» в Рязанской области и аналогич-
ные породы других частей бассейна р, Оки мною были отнесены к древ-
нему аллювию (Кригер, 1936) или позже к древнему аллювию, балоч-
ным выполнениям и флювиогляциальным отложениям (Кригер, Федотов,
1954). В соответствии с более строгим определением лёсса, принятым
в данной работе, указанные отложения (нередко слоистые и содержа-
щие песчаные прослои) в большинстве случаев надо относить к лёссо-
видным образованиям. Однако среди них, по-видимому, имеются и та-
кие, которые по свойствам и условиям залегания можно отнести к ти-
пичному лёссу. Так, А. И. Москвитин (1954) описал у Старой Рязани
лёссовую толщу со 'стратиграфическими горизонтами, аналогичными
горизонтам в лёссе Украины. Можно утверждать, что в лёссовых поро-
дах бассейна р. Оки главное место принадлежит субаэральным образо-
ваниям перигляциального климата, среди которых, вероятно, имеются и
эоловые.
Седиментация в море и озерах. Гипотезы морского и озерного про-
исхождения лёсса в течение рассматриваемого периода не получили
большого распространения.
Когда С. Скертчли и Т. Кингсмилл (Skertchly and Kingsmill, 1895)
выступили с развитием морской гипотезы происхождения лёсса Китая,
то встретили дружную критику У. Хьюма, М. Тарра .и Р. Преллера
(дискуссия приложена к статье С. Скертчли и Т. Кингсмилла).
Гипотезу происхождения лёсса («суглинков») бассейна р. Кубани
в районе ст. Невинномысская — Баталпашинск в больших озерах ледни-
кового питания предложил Н. Н. Соколов (1930). Позднее Н. Н. Соко-
лов (1932) утверждал, что водно-ледниковый материал изменен поч-
венными процессами, и лёсс образовался согласно гипотезе Л. С. Берга.
5 Н. И. Кригер 65
В Китае лёсс как озерное и аллювиальное образование рассматри-
вает Ян Цзе (1959).
Космические факторы. Вполне естественно предположить, что в лёс-
се, как и в большинстве других осадочных пород, будет в некотором
количестве присутствовать космическая пыль., Однако своеобразие лёс-
са и трудности выявления его происхождения заставили некоторых
исследователей (Keilhack, 1920; Penniston, 1931, 1943) искать в косми-
ческой пыли основную причину образования лёсса. Эта оригинальная
гипотеза не объясняет распространение лёсса, его стратиграфию, состав
(кварц и слюда не характерны для метеоритов), структуру, связь соста-
ва и свойств лёсса с географической средой.
Совокупность различных геологических процессов. Имеется ряд гипо-
тез, согласно которым лёсс образуется в результате деятельности не-
скольких различных геологических факторов. Зачастую эти гипотезы не
различают типичный лёсс и лёссовидные образования.
В тех случаях, когда исследователи (например, Соколов, 1889) при-
нимают субаэральное происхождение лёсса под влиянием нескольких
сил, причем не выделяются разности, рожденные преимущественно
одной силой, мы имеем гипотезу, близкую к воззрениям Ф. Рихтгофена
и А. Неринга.
Некоторые гипотезы предусматривают определенную строгую после-
довательность различных геологических сил. Выше уже излагалась
гипотеза «лёссовых циклов» Р. Рунгальдиера. А. М. Жирмунский
(1925, 1957) предложил так называемую «комплексную» гипотезу, со-
гласно которой лёсс и лёссовидные породы образуются в четыре фазы:
1) сортировка отложений талыми ледниковыми водами и образование
субаквальных покровных суглинков; 2) переработка отложений под
влиянием элювиальных, делювиальных и пролювиальных процессов;
3) выветривание и почвообразование в пустынно-степную фазу, образо-
вание ископаемых почв и 4) деятельность ветра и развевание покров-
ных суглинков в полупустынную фазу. Эта гипотеза не была обоснована
фактическим материалом.
Многие исследователи считают, что в природе можно различить лёсс
разного происхождения («полигенетическая гипотеза»): эолового (ино-
гда этому фактору придают лишь небольшое значение), делювиального,
флювиогляциального, пролювиального, аллювиального, элювиального
(Бондарчук, 1939, 1946; Веклич, 1957, 1958, 1961в; Колотилин, 1953;
Ларионов, Приклонский, Ананьев, 1959; Мавлянов, 1948, 1948а, 1949,
19496, 1950, 1953, 1953а, б, 1956, 1958, 1958а, 1960; Михайлов, 1961; Моло-
дых, 1958, 1959, 1959а, 1960, 1962; Павлинов, 1959; Рейнгард, 1947; Чжан
Цзун-ху, 1954, 1959, 1960; Яковлев, 1955; Naum, Grumazescu, 1954;
Siimeghy, 1954). С. А. Яковлев считает, что в пустыне всякое суглини-
стое отложение — эоловое, пролювиальное, делювиальное, аллювиаль-
ное— стремится в процессе седиментации стать лёссом, и термин «вто-
ричный лёсс» по отношению к ним будет неправильным. Вторичное
облёссование применимо лишь для элювиального лёсса, но этот лёсс
ненастоящий хотя бы из-за его малой мощности.
В работах автора и его сотрудников по Средней Азии и Рудному
Алтаю также принята точка зрения о полигенетическом происхождении
лёссовых пород, причем лёссу приписывается преимущественно эоловое
и делювиальное (отчасти аллювиальное) происхождение, а лёссовидным
породам — делювиальное, пролювиальное и аллювиальное (Кригер,
1951, 1951а, 1962, 1963а; Кригер, Москалев, Беккерман, 1961). Отмечена
также роль морозного выветривания (Кригер, 1957) и, может быть,
солифлюкции (Кригер, Чумаков, Терехина, 1961) в образовании лёсса и
лёссовидных пород, указано значение сингенетических и малое влияние
эпигенетических почвенных процессов в образовании лёсса (Кригер, 1961,
66
1962, 1963а). «Участие эоловых процессов в образовании лёсса может
быть шире, чем представляется это на основе изучения условий его зале-
гания, так как в сферу действия склоновых процессов несомненно вовле-
калась эоловая пыль; однако надежные методы для решения этого
вопроса еще мало разработаны» (Кригер, Москалев, Беккерман, 1961).
Следует отметить, что представление о субаэральном полигенетическом
происхождении лёсса, если в нем заключено требование засушливых
климатических условий (что является очевидным для Средней Азии),
сходно с представлениями Ф. Рихтгофена. По моему мнению, в проблеме
лёсса главнейшее значение имеет не вопрос о той или иной геологиче-
ской силе, вызвавшей образование лёсса, а вопрос о той географиче-
ской обстановке, в которой происходило образование его и которая
предопределила преимущественное значение некоторых геологических
сил (Кригер, 1962).
ПЕРИОД V.
РАЗВИТИЕ ПОЧВОВЕДЕНИЯ (с 1900 г.)
Уже давно некоторые исследователи склонялись к мысли
о преимущественной роли процессов выветривания и почвообразования
в происхождении лёсса (Foetterle, 1853; Roth, 1888). Н. Кудрявцев
(1892) считал лёсс элювием флювиогляциальных отложений, Н. А. Бо-
гословский (1899) и другие исследователи (Берг, 1947) отмечали, что
морена и другие породы под влиянием степного почвообразования при-
обретают лёссовидный облик.
С рождением новой науки — почвоведения — подобные взгляды по-
лучили дальнейшее развитие. Геолог и почвовед Н. М. Сибирцев (1901),
разрабатывая генетическую классификацию почв, выделил особый тип
почв: атмосферно-пылевых, или эолово-лёссовых, содержащих незначи-
тельное количество перегноя. Толщи лёсса Н. М. Сибирцев рассматри-
вал как почвенные образования данного типа, впоследствии названного
сероземным. Это было логическим продолжением развития эоловой
теории лёссообразования, поскольку различные исследователи Средней
и Центральной Азии допускали существование процесса накопления
лёсса и в настоящее время.
К. Д. Глинка (1909), возражая Н. М. Сибирцеву, пришел к выводу,
что «процесс образования лёсса в Туркестане давно закончился и что,
следовательно, признавая эоловую теорию, можно говорить об эоловом
лёссе, но не об эолово-лёссовых почвах». Л. И. Прасолов (1909) описал
островки эоловых, по его мнению, лёссовых образований в Центральном
Тянь-Шане, но рекомендовал отличать их от сероземов. По мнению
С. С. Неуструева (1909, 1910), в Чимкентском уезде лёсс в настоящее
время эоловым путем не образуется, сероземы являются не атмосферно-
пылевыми почвами, а нормальным растительно-наземным почвенным
образованием. Вопрос о происхождении лёсса в это время С. С. Неу-
струеву (1915) казался еще неясным, хотя он склонялся к водным гипо-
тезам (Неуструев, 1910, 1912).
При таком состоянии вопроса в работах Л. С. Берга (род. 2.III 1876,
ум. 24.VII 1950) была развита почвенная теория происхождения лёсса.
Несомненно, развитию ее благоприятствовало отсутствие разграничения
лёсса и лёссовидных пород в публикациях многих авторов и прежде
всего самого Л. С. Берга.
В начале своих исследований по данному вопросу Л. С. Берг
(1913, 1914) отметил литологическое разнообразие лёссов, их слоистость,
включение в них валунчиков и прослоев песка. По мнению Л. С. Берга,
лёсс Украины — это ископаемая почва нормального (не эолового, не
5*
67
Делювиального!) растительно-наземного происхождения, или иначе, это
почвенно-элювиальное образование, возникшее нормальным путем из
материнской породы в условиях пустынного климата, господствовавше-
го здесь в послеледниковое время. После смены пустынного климата на
степной началось образование черноземов. Позднее в ряде работ
Л. С. Берг (1916, 1926, 1927, 1928, 1929, 1932, 1946, 1947) развивает
теорию происхождения лёсса и лёссовидных пород (установить раз-
личие между ними этот автор находит невозможным) «из самых разно-
образных мелкоземистых, богатых карбонатами пород в результате
процессов выветривания и почвообразования в условиях сухого клима-
та» (Берг, 1947). В качестве материнского материала лёсса Л. С. Берг
указывает на флювиогляциальные, аллювиальные, ледниковые и делю-
виальные отложения, но отрицает эоловые. Таким образом, по Л. С. Бер-
гу, надо различать процесс образования материнской породы лёсса и
последующий процесс ее облёссования, превращения в лёсс. Опираясь
на работы К. К. Гедройца (1932) и Р. Ганссена (1922), посвященные
обменным основаниям и их влиянию на структуру пород, Л. С. Берг
видит главнейшую особенность облёссования в образовании агрегатов
в лёссе. Не объясняя причину просадочных свойств в лёссе, Л. С. Берг
ограничивается утверждением, что эти свойства возникают в результате
процессов выветривания и почвообразования.
У Л. С. Берга нашлось, много последователей (Большаков, 1949;
Бродский и Самсонова, 1933; Лысенко, 1957, 1962; Мшвениерадзе, 1950;
Неуструев, 1925; Никитенко, 1958, 1958а, 1959, 1963, 1964; Пясковский,
1946, 1950, 1951, 1953, 1956, 1957, 1962; Соколов Д., 1932; Черняховский,
1963; Соколов Д. и др., 1930; Соколовский И., 1957, 1958, 1961а,
19616, 1961в; К61Ы, 1931; Russel, 1944). Некоторые гипотезы, получив-
шие особое название, вполне укладываются в систему взглядов
Л. С. Берга. Такова «гидропочвенная» гипотеза Д. М. Мшвениерадзе.
«Глубокопочвенная» гипотеза Б. В. Пясковского имеет своей целью
устранить трудность, стоящую перед гипотезой Л. С. Берга и заклю-
чающуюся в том, что воздействие почвообразующих процессов на мате-
ринскую породу, по общепринятым представлениям? распространяется
на глубину 2—3 м, тогда как мощность лёсса значительно больше; опи-
раясь на точку зрения Г. Н. Высоцкого (1934) о влиянии почвообра-
зующих процессов на материнскую породу до уровня грунтовых вод,
Б. В. Пясковский предполагает, что в степных районах имеется глубо-
кий «почвенный горизонт L», в котором мелкозем превращается в лёсс.
С этой точкой зрения согласился Л. С. Берг (1947), хотя она не под-
тверждена каким-либо фактическим материалом.. Б. В. Пясковский
(1956) сделал единственную попытку доказать на фактическом мате-
риале (Гаурдак, Туркменская ССР) почвенно-элювиальное происхож-
дение лёссовой породы, мощностью лишь около 3 м, но несостоятель-
ность этой попытки была показана С. С. Морозовым (1961). Попытка
С. С. Морозова — крупного знатока свойств лёссовых пород — доказать
существование процессов облёссования на эмпирическом материале
представляет несомненный интерес. По наблюдениям С. С. Морозова,
процессы облёссования на Русской равнине распространяются на глу-
бину 6 ж и более, сравнительно мало меняют гранулометрический состав
породы и заключаются в выветривании минералов, выносе щелочных
соединений за пределы подпочвенной толщи, а также перемещении с
почвенными водами солей кальция, магния и кремнекислоты в коллоид-
ном состоянии. К сожалению, С. С. Морозов не описывает геоморфоло-
гические, стратиграфические и гидрогеологические условия, в которых
залегают изученные им лёссовые породы, хотя знание этих факторов
необходимо для решения вопроса. Мною уже отмечалось (Кригер, 1962,
1963а), что малая активность , перемещения влаги в лёссовых толщах,
68
обладающих невысокой влажностью, не позволяет допустить проникно-
вение так называемых «процессов облёссования» на значительную
глубину. Можно думать, что эти пррцессы, создавая иногда маломощ-
ные лёссовидные породы, не могут объяснить происхождение настояще-
го лёсса.
После распространения идей Л. С. Берга появились и новые гипотезы
почвенно-элювиального происхождения лёсса. Б. Л. Личков (1945, 1957)
полагает, что почвы создают горные породы. «Не лёсс является мате-
ринской породой черноземов, а наоборот — всюду . и везде чернозем,
лежащий на поверхности лёсса, был той материнской почвой, при по-
средстве которой создался лёсс» (Личков, 1945, стр. 549). Б. В. Пясков-
ский (1957) особо остановился на вопросе о различии своих взглядов и
представлений Б. Л. Личкова. Однако главное различие, мне думается,
состоит в том, что у Б. Л. Личкова более широкий литогенетический под-
ход, признание воздействия почвы на породу не только после окончания
процессов седиментации, но и параллельно с этими процессами, отсут-
ствие допущения гипотетического «горизонта L». Литогенетическая
гипотеза Б. Л. Личкова заслуживает большого внимания, но нуждается
в детальном анализе фактического материала, уточнении и конкрети-
зации, особенно применительно к проблеме лёсса.
Своеобразное развитие получила почвенно-элювиальная теория
у .исследователей, которые почвенно-элювиальные процессы относят к
протогенетической стадии. Еще Р. Пёмпелли (Pumpelly, 1879), согла-
шаясь с Ф. Рихтгофеном, дополнял его теорию идей развевания мощно-
го древнего элювия, как материнского материала лёсса. Материнский
материал лёсса, по А. Дюккеру (Diicker, 1937), образуется в результате
процессов морозного выветривания, а по А. Н. Соколовскому (1943,
1943а; критику см. Москвитин, 1944),— в результате образования солон-
цов; в обоих случаях признается большая роль ветра в последующем
отложении развеянного материала. Б. Б. Полынов (1934, 1934а) развил
теорию происхождения коры выветривания. Корой выветривания назва-
на верхняя часть земной коры, в которой твердый массивный материал
превращается в обломочные продукты выветривания. В схеме разли-
чаются остаточный элювий (на водоразделах) и аккумулятивная кора
выветривания (на склонах и в низинах). Остаточный элювий после об-
разования грубообломочных отложений переживает стадии (соответ-
ственно подвижности продуктов выветривания): 1) вынос соединений
С1 и S, накопление соединений Са и Mg; 2) вынос щелочных и щелочно-
земельных оснований; 3) сиаллитная стадия, частичный вынос кремне-
зёма; 4) аллитная стадия, накопление Ге2О3 и AI2O3. В аккумулятивной
коре выветривания более подвижные компоненты располагаются ниже
по склону. Лёсс является аккумулятивной корой выветривания, бога-
той углекислым кальцием, который в южной части Русской равнины вы-
щелачивался из морены и других отложений, а в Северной Монголии —
из делювиальных отложений и т. д. В бессточных впадинах, окружен-
ных карбонатной корой выветривания, происходит хлоридно-сульфат-
ная аккумуляция. Доказательство вторичного накопления углекислой из-
вести в лёссе Б. Б. Полынов видит в том, что здесь отношение СаО к
AI2O3 в среднем близко к единице (это в изверженных породах встре-
чается редко). Б. Б. Полынов, рассматривая происхождение лёсса, имел
в виду преимущественно делювиальные процессы, но с его взглядами
могут быть увязаны и другие точки зрения.
Идеи Б. Б. Полынова получили развитие в работах многих исследо-
вателей, По мнению И. П. Герасимова (Герасимов, Марков, 1939; 1939а),
для образования лёсса необходим сухой континентальный климат.
В соответствии с географическим распространением различаются «теп-
лые» и «холодные» лёссы. И. П. Герасимов отводит значительное место
69
протогенетическим почвенным процессам. Процесс облёссования заклю-
чался в основном в образовании агрегатов, размером 0,01—0,05 мм.
Облёссованные продукты выветривания позже сортировались и пере-
отлагались* различными силами, в результате чего образовался лёссо-
видный элювий, делювий, аллювий, озерный лёссовидный нанос и т. д.
Лёссовый покров представляет собой аккумулятивную кору выветрива-
ния (Герасимов, 1946), продукт сиаллитно-карбонатного элювиального
процесса (Герасимов, 1949). Подпочвенные образования холодной си-
бирской лесостепи имеют лёссовидный характер (Герасимов, 1961а).
Вся лёссовая толща несет в себе признаки почвенных процессов (Гера-
симов, 1946, 1962). Микропедологические исследования лёсса и совре-
менных почв позволяют говорить о чертах сходства серозема и лёсса
Средней Азии, таежной почвы Якутии и лёсса Русской равнины. Отно-
шение И. П. Герасимова к эоловой гипотезе претерпело некоторую
эволюцию. Первоначально он указывал на незначительную роль эоло-
вых процессов в накоплении лёссового материала (Герасимов и Мар-
ков, 1939), а позднее отмечал большое значение процессов выноса мате-
риала из пустынных зон развевания (Герасимов, 1955а) и указывал на
участие эоловой пыли, наряду с другими отложениями, в образовании
китайского лёсса (Герасимов, 1955, 1957). По мнению И. П. Герасимова
(1962), почвенная теория образования лёсса не может противопостав-
ляться идеям об эоловом, водно-ледниковом или другом его происхож-
дении, а должна служить дополнением к этим идеям., И. П. Герасимов
положительно отзывается о предложении В. А. Обручева выделять
особый генетический тип лёссовых (эоловых) почв.
А. Н. Розанов (1951, 1952) приводит большой фактический мате-
риал по Средней Азии, на основании которого он связывает образование
лёсса с сиаллитным выветриванием и сероземным почвенным процессом.
Он указывает на облёссованность элювия, аллювия и пролювия, а также
на незначительное распространение делювиальных процессов в серо-
земной зоне Средней Азии. По мнению А. Н. Розанова, почвенная гипо-
теза лёссообразования не исключает эоловой транспортировки суглини-
стого материала.
По К. И, Лукашеву (1956,1960, 1961; критику см.— Герасимов, 1952),
образование лёсса происходит в особых условиях геохимического типа
литогенеза (лёссового гепергенеза, по В. В. Попову). Отложение лёссо-
вого материала, по К. И. Лукашеву, происходило различными путями:
в воде, частично эоловым способом, в перигляциальной и экстрагляци-
альной обстановке. Условием для образования лёсса являлось наличие
геохимических процессов миграции углекислой извести и коагуляции
коллоидов. По мнению К. И. Лукашева, лёссообразование (литогенети-
ческий процесс, охватывающий сингенез, диагенез, эпигенез и метагенез,
т. е. деградацию лёсса) не следует смешивать с почвообразованием, ко-
торое в ряде случаев ведет к разлёссованию (К. И. Лукашев учитывает
только почвообразование межледникового и межстадиального времени).
Геохимическую гипотезу образования лёсса развивает также П. И. Са-
модуров (1957; 1957а), основываясь на исследованиях в бассейне
р. Днестра и других рек юго-западной части СССР. По его мнению,
лёсс.—кора выветривания, в образовании которой почвенные процессы
играли второстепенную роль. Все свойства лёссовые породы приобрели
частично в процессе седиментации материала, но большей частью позд-
нее, при превращении толщ отложений различных генетических типов.
В бассейне р. Прут П. И. Самодуров описал профиль коры выветрива-
ния мощностью в несколько десятков метров, сосоящий из пяти зон.
Профиль показывает постепенный переход от морских тортонских але-
вролитов к их элювию, последним членом которого является лёсс мощ-
ностью 9—14 м. Лёссообразование, по П. И. Самодурову, не ограничив
70
вается окарбоначиванием породы и ее агрегацией в результате сверты-
вания коллоидов, а сопровождается глубокими изменениями исходного
материала (что, конечно, необходимо для превращения алевролитов в
однородный лёсс).
Поскольку в данной работе я не намерен возвращаться к этому
вопросу вновь, сделаю несколько необходимых замечаний о гипотезе
П. И. Самодурова. Указанные им зоны выветривания наблюдаются да-
леко не всегда. Поскольку лёсс может лежать и на почти невыветрелых
породах, его не следует считать составной частью описанной П. И. Са-
модуровым древней коры выветривания. В данном случае подлёссовая
кора выветривания относится, вероятно, к неогену. Следовательно, она
сформировалась при теплом влажном климате, при активном участии
процессов химического выветривания, тогда как образование лёсса тре-
бует сухого климата с преобладанием процессов физического выветри-
вания. Гипотеза П. И. Самодурова требует глубокого проникновения
атмосферных осадков в лёсс и нижележащие породы. Обычно это не
имеет места на участках развития типичного лёсса, а там, где наблюда-
ется — отмечается деградация лёсса и разлёссование.
Подводя итоги, можно сказать, что влияние почвоведения на разви-
тие проблемы лёсса выразилось в создании двух научных течений. Одно
из них стремится объяснить происхождение лёсса эпигенетическим про-
цессом облёссования материнской породы на большую глубину, другое
видит влияние почвенных процессов на всех стадиях жизни породы и
прежде всего — на стадиях сингенеза и диагенеза* Если первое течение
вызывает многочисленные возражения исследователей лёсса, то второе
принимается большинством их. За последнее время появилось пред-
ставление о лёссообразующих процессах «пустынного диагенеза»
(Miinichsdorfer, 1926; Яковлев, 1955; Попов В. В., 1953), или сингенети-
ческого морозного выветривания в сухом климате (Kadar, 1956). Влия-
ние почвообразования на процессы превращения эоловой пыли в лёсс
было признано сторонниками эоловой теории (Обручев, 1948; Трофи-
мов, 1950; Карлов, 1953).
ПЕРИОД VI.
РАЗВИТИЕ ЛАНДШАФТОВЕДЕНИЯ И МЕРЗЛОТОВЕДЕНИЯ
(с 1935 г.)
Развитие двух новых наук — современной физической гео-
графии (ландшафтоведения) и мерзлотоведения за последние годы
повлияло на развитие проблемы лёсса.
Из вышеизложенного ясно, что элементы географического и палео-
географического подхода можно найти у многих старых авторов, в числе
которых должны быть указаны А. Неринг, В. А. Обручев и др. Б. Уиллис
(Willis, 1907) отмечал, что происхождение лёсса является вопросом
физиографическим (географическим). И. П. Герасимов (1939) поставил
вопрос о необходимости палеогеографического подхода к решению проб-
лемы лёсса, поскольку понимание ландшафтных условий, в которых
происходит образование лёсса, помогает найти силы, создавшие эту
породу. Палеонтологические, палеокриологические и другие исследова-
ния позволяют подойти к решению этих вопросов.
Большое значение для изучения свойств лёсса имело развитие грун-
товедения и появление количественных методов исследования. Прежде
всего подвергся изучению гранулометрический состав породы. Была от-
мечена широтная зональность гранулометрического состава лёссовых
пород (Берг, 1947; Лысенко, 1955; Москвитин, 1933, 1950; Набоких,
1911; Фролов, 1916), что истолковывалось одними исследователями с
позиций эоловой, а другими — с позиций почвенной теории. Работы аме-
71
риканских и других исследователей, рассматривавших изменение грану-
лометрического состава лёсса по мере его удаления от долин, цитиро-
вались выше.
Появились работы, в которых авторы пытались увязать свойства лёс-
совых пород с их различным, в разных случаях, происхождением (Мав-
лянов, 1948, 1948а, 1949, 19496, 1953, 1953а, 1956, 1958, 1958а; Трофимов,
1946; Кригер, 1951а).
В работах автора (Кригер, 1952, 1953а, 1960, 1961а, 1962, 19636; Кри-
гер, Москалев, 1953а) сделана попытка изучения количественными мето-
дами свойств лёссовых пород в зависимости от географической среды:
в плане — в зависимости от геоморфологических условий и географиче-
ской зональности, в разрезе — в зависимости от стратиграфии. Учтено
влияние организмов на свойства лёсса (Кригер, 1956).
В указанных работах была отмечена важность такого подхода не
только для решения генетических вопросов, но и для инженерно-геоло-
гических целей. Свойства лёсса были разделены в зависимости от их
устойчивости, так как одни из них (гранулометрический состав) зависели
преимущественно от физико-географических условий, господствовавших
во время сингенеза и диагенеза породы, другие были более тесно связаны
с современной географической средой..
В обстоятельных исследованиях М. П. Лысенко (1962, 1962а, 1963)
дано количественное выражение зависимости различных свойств лёссо-
вых пород от географической зональности и рельефа. Однако М. П. Лы-
сенко не всегда различал свойства лёссовых пород по степени их устой-
чивости. На основе большого фактического материала он отметил влия-
ние ландшафтной зональности на свойства лёссовых пород вообще. Это
неизбежно привело его к спорным позициям Л. С. Берга.
В связи с успехами мерзлотоведения получили развитие идеи, связы-
вающие образование лёсса с мерзлотой и перигляциальными условиями.
Эоловая теория у некоторых исследователей приняла своеобразную
форму нивально-эоловой гипотезы (Tavernier, 1948; Marechai, Maarle-\
veld, 1955; Jahn, 1956а). Бельгийские и польские исследователи обра-
щают внимание на наличие в лёссе ритмической слоистости в виде мел-
ких волнистых прослоек (мне все же думается, что здесь речь идет не
о типичном лёссе, а о лёссовидных породах). Изображение подобной
слоистости дал Л. Савицкий (Sawicki, 1952). Нивально-эоловая гипоте-
за рассматривает лёсс как эоловую пыль, выпавшую вместе с зимними
снегами при относительно слабых ветрах и отложенную при таянии сне-
гов; вышеуказанная слоистость этого лёсса объясняется ручейковым на-
мывом и солифлюкционным оплыванием суглинистого материала. Сход-
ную гипотезу для центральных частей Русской равнины предложил
А. И. Спиридонов (1960), назвав ее флювионивальной (вытаивание суг-
линистого материала из глетчерного льда и главным образом из снеж-
ников; накопление материала в снежниках — эоловое, частично в резуль-
тате морозного выветривания).
А. И. Москвитин (1950) рисует картину эолового отложения лёсса
в широкой полосе приледниковой пустыни «пятнистой» тундры. Ланд-
шафт ему «представляется почти безжизненным, со скудной травянистой
растительностью, мутным от пыли воздухом и слабо углубленными до-
линами, заполненными наледями и наносами». А. И. Москвитин предпо-
лагает сходство этого ландшафта с современным приледниковым ланд-
шафтом Гренландии.
Я- Дылик (Dylik, 1954) и Л. Пешхалко (Pierzchalko, 1954) сомне-
ваются в участии эоловых процессов в образовании перигляциально-
го лёсса Польши, но подчеркивают значение процессов конгелифлюк-
ции солифлюкции). Для объяснения генезиса лёсса Средней Азии
Н. П. Васильковский (1952) предполагает, что исходный облёссованный
72
Таблица 4
Классификация идей о происхождении лёсса
Периоды ис- 1 тории вопро- Ведущие процессы Ведущие стадии породообразования (по мнению различных авторов)
Протоге- нез Транспор тировка Седиментация Эпигенез Седимента- ция + диаге- нез
Развитие современной физической гео- графии и мерзлотоведения (с 1935) Перигляциальное выветривание и скло- новые процессы Н. П. Ва сильков- ский, 195' Я. Дылик, 1954 К. К. Мар- ков, 1961 С. Кадар, 1956
Эоловые в перигля- циальных условиях А. М. Мо- сквитин, 1950 Ж. Трикар, 1963, А. И. Спи- ридонов 1960, А. Ян, 1956, Р. Та- вернье 1948
Полигенетические в засушливых обла- стях И. П. Ге- расимов, 1939 Б. А. Федоро- вич, 1957,А. В. На- ливкин, 1956, В. И. Попов, 1950, Б. Уиллис, 1907 К. И. Лука- шев, 1961, А. И. Само- дуров, 1957 Н. И. Кригер- и др., 1961, С. А. Яков- лев, 1955, А. Н. Розанов, 1951,Б. Б. По- лынов, 1934
Развитие почвоведения (с 1900) Почвообразование Б. В. Пясков- ский, 1946, Р. Ганссен, 1932, Н.И. Со- колов, 1932, Л. С. Берг, 1916-1947
Эоловые почво- образование Н. М. Сибир- цев, 1900 В. В. Попов, 1953, Ф. Мю- нихсдорфер, 1926
Исследование отдельных процессов (с 1885 г.) Эоловые 4- делюви- альные и др. Т. С. Кавеев, 1954 Н. И. Кригер, 1951—1962
Последовательная сортировка различ- ными силами С. С. Мо- розов, 1951 Р. Рунгальдиер, 1933, Р. Граман, 1932, А. М. Жир- мунский, 1925
Совокупность раз- личных процессов М. Ф. Веклич, 1957, А. Л. Рейн- гард, 1947, В. Г. Бондарчук, 1939 Г. А. Мав- лянов, 1948— 1958
Эоловые, связанные с пустынями и оледенениями А. И. Мо- сквитин, 1948 Р. Флинт, 1947 В. А. Обру- чев, 1948
Го же, с пустынями и степями Ч. Кийз, 1932, В. А. Обручев, 1911 И. И. Трофи- мов, 1948
То же, с ледниками i и перигляциональной зоной А. Дюк- кер, 1937 П. Кри- ван, 1955 Г. Ф. Мир- чинк, 1927 Н. И. Дмитри- ев, 1952, А. И. Мо- сквитин, 1933, В. И. Крокос,1926, В. Зёргель, 1909, П. А. Тутков- ский, 1899
То же, с горами | 1 3. Амброж, 1947
То же, с аллювием и до- линными зандра- ми Р. Руэ, 1952, А. Свайнфорд, Дж. Фрай,1951 ,М. Лей- тон, X. Уиллмен, 1950, Т. Чембер- лен, 1897
73
Таблица 4 (продолжение)
Периоды ис- тории вопро- са^ Ведущие процессы Ведущие стадии пороодобразования (по мнению различных авторов)
Протоге- нез Транспор- тировка Седиментация Эпигенез Седимента- ция + диаге- нез
1 Исследование отдельных процессов (1890—1900) Озерно-ледниковые Н. Н. Соколов, 1930
Озерно-аллювиаль- ные Ян Цзе, 1959
Морские С. Скерчли, Т. Кингсмилл, 1955, Д. Прествич, 1894
Элювиальные Н. Куд- рявцев, 1892 С. Рот, 1888
Аллювиальные И. Г. Глухов, 1961, Ю. А- Сквор- цов, 1948, Г. Брок- майер, 1931, Ван- Вервекке, 1924
Флювиогляциаль- ные М. А. Гла- зовская, 1954 С. С. Соболев, 1937, И. К. Вис- лоух. 1915, В. В. Докучаев, 1892
Пролювиальные А. П. Павлов, 1903
Делювиальные П. Я. Армашев- ский,1903, А. Лап- паращ 1898, А. П. Павлов, 1898, А. В. Гуров, 1888
Коллювиальные X. Фиск, 1951, Р. Рассел, 1944
Морозное вывет- ривание С. Вуд, 1882
Вулканические | Г. Хауорс, 1882
Космические Дж. Пеннистон, 1931, Г. Кейльгак, 1921
Утверждение континентальной теории (1877—1890; Эоловые Ф. Рихтгофен, 1886, И. В. Муш- кетов, 1886, А. Миддендорф, 1882, Г. Д. Рома- новский, 1878
[Субаэральные j А. Неринг, 1878, Ф. Рихтгофен, 1872—1878
*** Озерно-леднико- ’выс - Ф. Ваншаффе, 1878 Клоккман, 1886, Мак Ги, Колл, 1882, Берендт, 187! 9
Морские В. Хорошевский, 1881, Г. Капуе, 189 2
74
Таблица 4 (окончание)
Йерйоды ис- тории вопро- са Ведущие процессы Ведущие стадии породообразования (по мнению различных авторов)
Протоге- нез Транспор- тировка Седиментация Эпигенез Седимента- ция + диаге- нез
Утверждение принципов актуалЙзМа (1834—1877) Эоловые Вирле д’Ау, 1857, Эрлих, 1848
Флювиогляциаль- ные А. П. Кропоткин, 1876, Л. Агассиц, 1867
Морские Т. Кингсмилл, 1870, Ф. Фаллоу, 1867, Р. Бенинг- сен-Фёрдер, 1857
Озерные Н. Д. Борисяк, 1867, Г. Вольф, 1867, Р. Пёмпелли, 1866, Л. Цейшнер, 1851
Гидротермальные Хеллой, 1871
Аллювиальные (с ледниковым питани- ем) Д. Гейки, 1874, Э. Зюсс, 1866, Э. Колломб, 1849, Ч. Ляйэлль, 1834
Озерно-деднико- вые А. Браун, 1849
Элювиальные Ф. Фёттерлс, 1853
' Идеи катаст- f рофизма (1828—1840) Горообразование, наводнения А. д’Орбиньи, 1842, Л. Хорнер, 1837
материал в высокогорных районах образовался в результате морозного
выветривания и переноса его вниз по склонам струями дождевых и та-
лых вод. Таким образом, Н. П. Васильковский дал вариант делювиаль-
ной гипотезы, включив морозное выветривание в протогенетическую ста-
дию.
К. К. Марков, склонявшийся прежде к глубокопочвенной гипотезе
происхождения лёсса (1948), в настоящее время предлагает новый ва-
риант этой гипотезы («гипотезу нивации»), связывая облёссование с мо-
розным выветриванием (Markov, 1961). Он опирается на работы
А. И. Попова (1953, 1962) о происхождении покровных суглинков севера
и центра Русской равнины, иногда имеющих лёссовидный облик. А. И. По-
пов описывает «блочный рельеф», предопределенный полигональной
сетью морозобойных трещин, развитие этого рельефа благодаря крио-
генным процессам, «съедание» блоков солифлюкцией, переработку мате-
ринской породы во вторичный мелкозем в морозобойных трещинах, осо-
бенно на бортах межблочий. В результате этого гипотетического процес-
са «блоки могут быть полностью уничтожены и на их месте останется
лишь покров вторичного мелкозема» (Попов, 1962). К. К. Марков счи-
тает покровные суглинки северной фацией лёсса и указывает переход
75
украинского лёсса в морские миоценовые глины (очевидно, имеются, s.
виду работы П. И. Самодурова, 1957, 1957а). В дискуссии по статье-
К. К. Маркова (Markov, 1961) опубликованы возражения А. Кайе, у ко-
торого создалось неправильное мнение о том, что большинство русских
исследователей придерживается гипотезы о происхождении лёсса путем
изменения in situ. Взгляд на перигляциальное происхождение лёсса раз-
вивает также А. А. Киреев (1961).
Я закончу исторический обзор ссылкой на недавнюю книгу Ж. Три-
кара (Tricart, 1963), который считает лёсс эоловым перигляциальным:
суглинком, образовавшимся из различных продуктов морозного вывет-
ривания. Он рекомендует отличать от лёсса эоловые суглинки, образо-
вавшиеся в условиях умеренного климата. В Китае, Венгрии и, может’
быть, Аргентине эоловые суглинки накапливались как в холодные, так
и в теплые фазы. Прямой связи между плейстоценовыми ледниками и
лёссом нет, но имеется согласованность этих оледенений и аккумуляции:
лёсса. Образование лёсса происходит в холодных степях, где континен-
тальный климат позволяет произрастать растительности даже в суровых:
условиях.
Для более наглядного обзора гипотез и теорий происхождения лёсса
я привожу их классификацию в табл. 4. Если за самостоятельные гипо-
тезы или теории принять системы взглядов, различающиеся признанием
главенствующего значения особых геологических сил, особых стадий,
породообразования или другими дополнительными признаками, то мож-
но насчитать их более 50. Едва ли следует придавать большое значение
уточнению этой цифры, учитывая условность понятия о самостоятель-
ности гипотезы или теории. При знакомстве с таблицей следует иметь
,?в виду условность классификации рассматриваемых гипотез и теорий,
поскольку их особенности часто нельзя отразить в таблице, учитываю-
щей два-три классификационных признака (характер геологических сил,,
ведущая стадия породообразования, частично — эпоха создания идей).
Кроме того, подразделение., некоторых идей иногда кажется затрудни-
тельным (например, аллювиальной и флювиогляциальной гипотез).
Глава IV
ВОПРОСЫ ГЕОГРАФИИ ЛЕССА
РАСПРОСТРАНЕНИЕ
Лёсс и лёссовидные породы пользуются очень большим рас-
пространением среди поверхностных отложений. Расчеты показывают
(Keilhack, 1920; Scheidig, 1934), что количество лёсса на Земле изме-
ряется почти космическими масштабами. В Евразии и Америке лёсс, по
К. Кейльгаку, занимает площадь около 13 млн. км2, что при средней
мощности его в 10 м составляет объем 130 000 км3. Из этой массы лёсса
можно построить горы длиной 1300 км, шириной 100 км и средней высо-
той 1000 м, т. е. равные Альпам. Эти количества скорее следует считать
преуменьшенными.
Лёсс встречается в обоих полушариях преимущественно в умеренной
зоне (рис. 6). Характерно соседство занятой этой породой теорритории
с площадями развития плейстоценовых ледниковых покровов (Keilhack,
1920; Wright, 1921).
Некоторые- исследователи составили схематические карты распро-
странения лёсса на Земном шаре (Мушкетов, 1905; Keilhack, 1920; Schei-
dig, 1934; Берг, 1947), в Евразии (Герасимов, Марков, 1939; Лукашев,
1961), в Европе (Граман, 1932), на территории СССР (Герасимов, Мар-
ков, 1939; Ларионов, Приклонский, Ананьев, 1950; Ганешин, 1961) и в
‘Северной Америке (Флинт, 1963). Я не упоминаю о картах, захватываю-
щих более ограниченные площади.
Знакомство с распространением лёсса в Европе начнем с ее запад-
ных окраин (литературу цитирую главную, преимущественно новейшую).
В Англии лёсс имеет ограниченное распространение (Pitcher, Schear-
:шап, Pugh, 1954). Он прослеживается в восточной части графства Кент
ла берегу Пегуэллского залива (близ Рамсгета), отмечен также близ
Ипсвича и даже значительно севернее, в графстве Дургам.
Более широко распространен лёсс (и лёссовидные суглинки) в север-
ной части Франции (Cailleux, 1954; Bordes, 1954). Пятна его наблюдают-
ся в бассейне р. Гаронны (Cailleux, 1954; Chaput, 1928), а также в бас-
сейне р. Роны, особенно между Лионом и Балансом (Cailleux, 1954; Kle-
belsberg, 1948) и в низовьях Роны (Bonifay, 1952, 1959; Mazenot, 1956,
1956а, 1959, 1959а). У Марселя лёссовидные суглинки местами опускают-
ся под уровень моря. Лёссовидные отложения известны и вблизи Женев-
ского озера, например у Туари (Jayet, 1954).
Южнее Франции, на территории Каталонии (Северная Испания) раз-
виты лишь красноватые лёссовидные глинистые породы (Garcia Sainz,
1957; Rutkowski, 1960).
Зато к востоку от Франции лёсс пользуется большим распростране-
нием. Он известен на территории Бельгии (Bourguignon et Delecour, 1955;
Manil, 1958; Marechai, 1956; Marechai et Maarleveld, 1955; Tavernier,
1948; Tesch, 1938) и в южной части Нидерландов (Бурк, Ван-Эрде и др.,
1959; Maarleveld, 1956; Marechai et Maarleveld, 1955). Слабо видная
77
слоистость (обычно связываемая с нивально-эоловыми и солифлюкцион-
ными процессами) сближает этот лёсс с лёссовидными породами. Аллох-
тонное (эоловое) происхождение значительной части материала бельгий-
ского лёсса в некоторой мере подтверждается минералогическими иссле-
дованиями (Doeglas, 1952).
Побережья Рейна приблизительно от Дюссельдорфа вверх по тече-
нию до Базеля представляют собой классическую область развития лёсса
(Breddin, 1931; Cailleux, 1954; Rewy, 1960; Wagner, 1931; Wernert, 1957).
Отсюда область распространения его простирается вверх по долине Рей-
на до Шафгаузена, где лёсс отмечен на абсолютной высоте около 600 м
и имеет мощность до 20 м; лёссовидные породы развиты также в райо-
нах р. Аары на территории Швейцарии (Klebelsberg, 1949, Bd. 2).
Полоса распространения лёсса и лёссовидных пород протягивается
в юго-восточном (почти широтном) направлении в средней части Цент-
ральной Европы, захватывая Оснабрюк, Брауншвейг, Магдебург, Тюрин-
гийский бассейн, окрестности Лейпцига, Дрезден (Gallwitz, 1937; Keller,.
1954; Unger und Rau, 1961). Северная граница полосы (где лёсс переслаи-
вается с песками, может быть, эоловыми) послужила предметом особых'
исследований (Позер, 1955; Jux, 1956; Keilhack, 1918; Keller, 1954).
Другая широтная полоса распространения лёсса приурочена к под-
ножью Альпийских гор и понижению, связанному с верхним течением
Дуная, Это полоса охватывает районы Меммингена, Аугсбурга, Мюнхе-
на, Пассау (Brunnacker, 1956; Koehne, 1921). Отсюда полоса разви-
тия лёсса протягивается в Нижнюю Австрию (Brandtner, 1954, 1956;:
Fink, 1956, 1962; Lais, 1951) и в Чехословакию (Жебера, 1961; Шенхальс,
1955; Klima, 1958; Kukla and Lozek, 1961; Lozek und Kukla, 1959; Musi!
und Valoch, 1955, 1957; Prosova, 1957; Prosek a Lozek, 1954, 1955; Zaru-
ba-Pfeffermann, 1944b; Zazvorka, 1942; Zebera, 1944). К Жебера (Zebe-
га, 1960) и И. Секир^С5^угаг49644-дают^карть1 распространения лёссо-
вых породив Чехословакии. Они указывают наГё^Дую^мзь^тюТПпЬрод.
с'верх ш?п лейстогш^Ш ми.,
""Бассейн нижнего и среднего течения Дуная (территория Венгрии ия
соседних стран) относится к числу крупнейших областей развития лёсса-
в Европе. Мощность лёссовых пород в Европе сравнительно редко превы-
шает 15—20 м. Низовья Дуная, где мощность их достигает 80 м, пред-
ставляют собой исключение. По словам К. Жеберы (Zebera, 1955), обна-
жения лёсса на берегах Дуная в Венгрии являются уникальными и поз-
воляют наиболее обстоятельно изучить стратиграфические проблемы
четвертичных отложений Европы. Опубликованы схематические карты*
распространения лёсса на всей указанной территории (Граман, 1932;
Scheidig, 1934) и в отдельных странах: в Венгрии (Horusitzky, 1898;
Treitz, 1912; Rungaldier, 1933), Румынии (Литяну, 1959; Naum, Gruma-
zescu, 1954; Oprea, Contrea, 1956; Haase, Richter, 1957), Болгарии (Бой-
ков, 1936; Герасимов, 1949; Михайлов, 1961) и Югославии (Gorjanovic,.
1921), Попытку уточнить южную границу распространения лёсса в Бол-
гарии сделал недавно П. Бакалов (1954). В горах лёсс постепенно заме-
няется лёссовидными образованиями (Sykora, 1949). За последние-
годы опубликованы результаты углубленного изучения состава и
свойств лёсса Румынии (Андреи и др., 1963; Балли и др:, 1961; Ионеску-
Сишесть и др., 1961; Станеску и др., 1963), Болгарии (Минков, 1963,
1963а; Стефанов, 1963; Стефанов, Кремакова, 1960) и Венгрии (Кэдзи,
1961; Karafiath, 1957). В стратиграфическом отношении особенно под-
робно изучался разрез у с. Пакш на Дунае близ Будапешта (Adam etc.,
1954; Bulla, 1934; Kadar, 1934; Krivan, 1955, 1960; Scherf, 1936; Stefano-
vits etc., 1954; Zebera, 1955). Большинство исследователей (П. Криван,
К* Жебера и др.) полагают, что лёссовая толща в этом разрезе охваты-
вает, большую часть отложений плейстоцена, что позволило П. Криван^
78
искать в этом разрезе подтверждение астрономической теории Миланко-
вича-Бачака о происхождении оледенений. Однако Л. Кадар думает, что
вся лёссовая толща в этом разрезе, мощностью до 30 м, отвечает послед-
нему оледенению. Большинство исследователей лёсса бассейна среднего
и нижнего Дуная придерживается эоловой теории. Это касается исследо-
вателей Венгрии (Loczy, 1916; Bulla, 1934, 1935; Scherf, 1936; Krivan,.
1953, 1955), Югославии (Laskarev, 1922; Kupper, 1953), Болгарии (Бой-
ков, 1936; Бакалов, 1954).
Следует также указать исследователей, отрицающих или ограничи-
вающих значение эоловых процессов в происхождении лёсса в бассейне'
среднего и нижнего Дуная. Еще А. П. Павлов (1910) после знакомства
с лёссом близ Вены и Кремса пришел к выводу о его делювиальном
происхождении. И. Шюмеги (Siimeghy, 1953) считает, что в Венгрии те-
кучие воды в образовании типичного лёсса играют более значительную*
роль, чем обычно принято думать. По его мнению (Siimeghy, 1954), зна-
чительная часть разновидностей лёсса Венгрии имеет речное происхож-
дение, и распространение отложений, принимаемых за эоловые, должно
быть значительно сокращено. Впрочем, наблюдающееся в настоящее
время (Krivan, 1955; Pecsi, 1961; Ronai, 1961) признание широкого разви-
тия лёссовидных слоистых пород водного происхождения (наряду с суб-
аэральным неслоистым лёссом) отвечает старым традициям в Венгрии,,
как указывалось в главе о классификации лёсса. Румынские геологи
Т. Наум и Г. Грумэзеску (Naum, Grumazescu, 1954) и некоторые иссле-
дователи Болгарии (Михайлов, 1961) также придерживаются мнения о
полигенетическом происхождении лёсса.
В пределах. Восточноевропейской равнины лёсс пользуется распро-
странением от Польши до Поволжья. В Польше он развит в полосе, про-
тягивающейся вдоль линии Лигница — Свидница — Прудница — Раци-
буж —• Бельско Бяла — Краков — Свентокшиские горы — Люблинское
плато — Хрубешув (Грабовская, Ковальский, 1961; Кесь, 1964; Dylik,
1952, 1952в, 1954, 1954в; Jahn, 1950, 1956а; Malicki, 1961, 1961а; Mojski,
1955, 1956, 1961; Piasecki, 1961; Raczkowski, 1960; Rokicki, 1952; Rozycki,
1961; Sawicki, 1932, 1952). Лёсс и лёссовидные породы иногда залегают
на склонах гор Судет и в Западных и Восточных Бескидах, хотя залега-
ние этих пород на абсолютных высотах более 500 м встречается редко
(Stupnicka, 1960; Walczak, 1952). Карту распространения лёсса на тер-
ритории Польши дал Э. Рюле (Riihle, 1957). Отмечено, что просадочности
польского лёсса обыкновенно невысока (Грабовская, 1961; Грабовская,
Ковальский, 1961; Малиновский, 1963; Пентковский, 1961; Malinowski,
1961).
Широко распространен и довольно подробно изучен лёсс на террито-
рии Украины. В западной части Украины (Прикарпатье, Волынь, Подо-
лия, на севере до границы с Полесьем) лёсс изучался польскими
(Sawicki, 1935; Tokarski, 1915, 1936) и отечественными (Гончар, Гапонов,
1961; Крокос, 1929; Ласкарев, 1912, 1914, 1919; Лешкаш, 1931; 1931а;
Набоких, 1915; Раскатов, 1955; Шелкопляс, 1961; Соколовский, 1957,
1958) исследователями. К сожалению, И. Л. Соколовский не различает
типичный лёсс среди всей группы лёссовых пород. Между тем, со времен
А. Карпинского и П. А. Тутковского (см. выше в главе о классификации
лёссовых пород) известно, что в западной части Украины, наряду с ти-
пичным лёссом, развиты аквальные лёссовидные породы. Обстоятельные
исследования А. И. Москвитина (1963) показали, что в нижнем течении
Днестра на террасах залегают преимущественно лёссовидные суглинки,
которым он приписывает делювиально-эоловое происхождение. По моим
наблюдениям, в верховьях Днестра (р. Клодница, сел. Роздол, Подорож-
ное) развиты лёссовидные суглинки; на водоразделах они имеют мощ-
ность до 2,0—2,5 м и иногда постепенно переходят в нижележащие
79*
глинистые тортонские породы, являясь их элювием. На склонах они пред-
ставляют собой делювий и местами достигают мощности 30 м, но имеют
более глинистый гранулометрический состав, чем типичный лёсс в райо-
нах его развития. Лёсс широко распространен в бассейне Южного Буга
и Ингула (Алексеев, 1931; Заморш, 1961а; Крокос, 1924, 19266, 1927;
Krokos, 1931; Ромоданова, 1927).
Значительная часть Украины, занимающая Приднестровскую возвы-
шенность (правобережье Днепра) и бассейн левобережных притоков
Днепра, покрыта плащом лёсса (Б1ленко, 1931; Быкова, 1962; Бондар-
чук, 1935, 1938, 1959, 1963; Бондарчук и др., 1955; Веклич, 1957, 1958;
Дранников, 1940; Заморш, 1954а, 1957, 1961, 1961а; ЗаморШ и др., 1961;
Кириченко, 1955; Краев, 1956, 1957; Крокос, 1926, 1927, 1929а, 1934, 1935;
Лепикаш, 1934а; Литвиненко и Танатар-Бараш, 1956; Лунгерсгаузен,
1931; Матвиенко, 1957; Мирчинк, 1923—1925, 1929; Москвитин, 1930, 1933,
1935, 1950; Назаренко, 1956; Ризниченко, 1932; Рослый, 1961; Соболев Д.,
1930; Флоров, 1916; Florow, 1927),
Лёсс широко распространен на побережье Азовского моря (Бондар-
чук, 1933; Замор1й, 1961а; Москвитин, 1932; Соколовский, 1956). Лёсс
и лёссовидные породы покрывают северную часть Крымского полуостро-
ва (Львова, 1957, 1961). В восточной части Украины лёсс широко рас-
пространен в бассейне Дона (ЗаморШ, 1935, 19616; Чаркин, 1963) за
исключением Донецкого кряжа, где он,' по-видимому, в значительной
мере заменен лёссовидными суглинками (Бшенко, 1935; Горецкий, 1963;
Заморш, 1961а; Кавалеридзе, 1931; Крокос, 1927; Лысенко, 1961; Рос-
лый, 1961.
Севернее Украины островки лёсса и лёссовидных отложений встре-
) чаются в Белоруссии (Коптев, 1960; Ловыгин, 1961; Лукашев, 1961,
/ 1961а; Лукашев, и др., 1958—1960; Макарочкин и др., 1959; Мотуз, 1958,
) 1959; Цапенко и др., 1961). Белорусские геологи склонны приписывать
( этим породам полигенетическое происхождение, что.не лишено основа-
) ния. Мною в окрестностях г. Солигорска, на изолированных возвышен-
! ностях конечноморенной гряды наблюдался покров лёссовидных отложе-
ний мощностью 0,5—1,0 м, редко — больше. Этим отложениям с большой
вероятностью можно приписывать эоловое происхождение. По грануло-
метрическому составу они отвечают лёссу, залегают на флювиогляциаль-
ных песках, отделяясь от них резкой границей.
Восточнее лёсс и лёссовидные породы распространены в областях
Брянской (Величко, Морозова, 1963), Орловской и Курской, к северу
проникая частично в Смоленскую область (Салов, 1954) и в бассейн сред-
него течения р. Оки (Кригер, 1936; Москвитин, 1954; Кригер, Федотов,
1954; Лысенко, 1957). Лёссовидные суглинки, иногда очень близкие к
лёссу, развиты в Среднем и Нижнем Поволжье (Москвитин, 1958, 1962),
в Пензенской области (Лысенко, 1961а), в бассейне верхнего течения
Дона (Грищенко, 1958; Липсон, Талдыкин, 1963) и т. д. (Кригер, Моск-
витин, 1961).
Широким распространением пользуется лёсс на территории между
Азовским морем, Ергенями и краем Кавказского хребта (Боганик, 1945;
1948; Кавеев, 1954, 1957, 1958; Попов, 1947; Царев, Балаев, 1963; Шам-
кай, 1955).
В Закавказье и в горных районах Кавказа (Дан, 1954; Захаров, 1910;
Мшвениерадзе, 1950), судя по описаниям, развиты лёссовидные породы.
В Средней Азии лёсс развит в предгорьях Алая, Тянь-Шаня, Джун-
гарского Алатау и на соседних равнинах (Быстров, 1958; Кригер, Моска-
лев, 1953а; Кригер, Москалев, Беккерман, 1961; Ломонович, 1953в; Мав-
лянов, 1958; Трофимов, 1953; Юсупова, 1958).
В южной части Сибири область распространения лёсса протягивается
прерывистой полосой почти от Урала до Байкала. Сводку о распростра-
-80
нении лёсса и лёссовидных отложений на этой территории дал А. И. Мо-
сквитин (1940). Дополнительно надо указать лишь главнейшую литера-
туру (Завалишин, 1936; Кригер, 1963а; Кригер, Чумаков, Терехина, 1961;
Молодых, 1958, 1959, 1959а; Москвитин, 1960; Никитенко, 1963, 1964;
Петров, 1937; Фениксова, 1961). В северном направлении лёсс сменяется
лёссовидными суглинками, которые в Западно-Сибирской низменности
прослеживаются до впадения Иртыша в Обь и ниже (Качурин, 1955;
Трофимов В., 1963).
Данные о лёссовидных образованиях Сибири были обобщены
С. П. Качуриным (1955). Эти породы, если судить по описаниям, далеко
стоят от настоящего лёсса. Несколько более «лёссовидными» являются
породы Лено-Вилюйско-Алданской низменности (Григорьев, 1926; Огнев,
1927; Красюк, 1927; Благовидов, 1935; Герасимов, Марков, 1939; Алек-
сеев, 1961), но и они никак не могут быть причислены к лёссу.
В Монголии лёсс отсутствует (Berkey and Morris, 1927), имеются
лишь небольшие участки распространения лёссовидных отложений. Зато
Северный Китай является классической областью развития лёсса (глав-
нейшая новая литература: Герасимов, 1955, 1957; Кесь, 1959, 1959а, 1962;
Обручев, 1959; Чжан Цзун-ху, 1959; 1960; Ян Чжун-цзянь, 1957; Barbour,
1930, 19306, 1935; Liu Tung-Sheng etc., 1958).
К югу от р. Янцзы типичный лёсс, по-видимому, отсутствует, а лёссо-
видные породы имеют красноватую окраску, сближающую их с terra
rossa.
В северной части Индии известны участки развития лёссовых пород
(Zeuner, 1953). Анализ одного из образца лёссовидного суглинка из
Индии приведен ниже (см. стр. 114). М. Кришнан (1954) указывает на
локальное развитие лёсса в Пенджабе, Кашмире, Синде и Белуджистане.
Участки развития лёссовых пород описаны в северной части Ирана (Tit-
ze, 1877а; Barbier, 1960). В. И. Щербаков северо-западнее г. Киркук
в Ираке на территории с абсолютной высотой около 300 м наблюдал
лёссовидный известковистый макропористый суглинок с известковыми
журавчиками и линзами гравийно-галечниковых отложений; суглинок
содержал лишь 10—25% лёссовой фракции (0,01—0,25 мм) и 14—36%
частиц < 0,005 мм, пористость 37—46%; просадочных свойств не имеет.
Лёссовидная порода (может быть, даже лёсс) с количеством фракции
пыли около 65% и фракции глины около 25% описана в Неджебе, в Из-
раиле (Kassiff, 1957).
В Африке лёсс почти отсутствует, лёссовидные породы местами на-
блюдаются по северной окраине Сахары (Ratjens, 1928). Обзор вопроса
дан в другой моей работе (Кригер, 1962). Сахарская пыль в большей
своей части выносится ветрами в океан.
Не известен типичный лёсс и в Австралии, хотя наличие здесь «изве-
стковистых суглинков» среди пустынных почвенных образований, а также
почв типа сероземов позволяет предполагать его присутствие (Prescott,
1944; Глазовская, 1952). Имеются прямые указания на современные лёс-
совидные суглинистые эоловые отложения, так называемые люнетт и
парна (Глазовская, 1959, стр. 166; Butler,1956).
Лёссовидная порода, близкая к лёссу, имеется в Новой Зеландии. Она
изучалась в отношении гранулометрии и дополнительного уплотнения
под нагрузкой при замачивании. Эту породу можно считать сходной с
европейским и североамериканским лёссом (Birrell, Packard, 1953).
Северная Америка является классической территорией развития лёс-
са. Он занимает большие площади в бассейне рек Миссисипи и Миссури
(Флинт, 1963; Кийз, 1932; Кригер Н., Кригер К., 1960; Clevenger, 1956;
Frankel, 1957; Frye, Leonard, 1951; Leighton, 1931; Leighton, Willman,
1950; Leonard B. 1951; Leverett, 1932; Ruhe, 1954; Smith, Fraser, 1935;
Schultz, Stout, 1945; Simonson, Hutton, 1954; Swineford, Frye, 1951;
6 H. И. Кригер
81
Рис. 6. Распространение лёсса, плейстоценовых ледников и следов мерзлотных явлений
1 — лёсс; 2 — плейстоценовые ледники; 3 — ископаемые следы плейстоценовых мерзлотных явлений;
4 — граница современного распространения многолетней мерзлоты;
5 — границы современного распространения сезонной мерзлоты
Н. И. Кригер
Williams, 1945). Лёссовидные породы и участки маломощного лёсса име-
ют еще более широкое распространение, в том числе в восточной части
штата Вашингтон (в бассейне Тихого океана) и в штатах Массачузетс и
Коннектикут (в бассейне Атлантического океана). Лёссовидные породы
флювиогляциального происхождения известны и в Канаде, например в
округе Альберта.
В гранулометрическом отношении, по минералогическому составу и
даже, по-видимому, по стратиграфическим признакам американский
лёсс близок к европейскому (Swineford, Frye, 1955; Bordes, 1955).
Большой интерес представляет вопрос о лёссовых породах Аляски.
Здесь в равнинных районах широко распространены лёссовидные поро-
ды, образующие покров, мощностью от 0,5 до 2—3 м, но местами у под-
ножья склонов достигающие 30 м (Гопкинс и др., 1958). По словам
С. Тейбера (1958), эти отложения не имеют характерной для лёсса верти-
кальной структуры, нередко содержат обломки скальных пород, в доли-
нах обнаруживают слоистость. Результаты анализов, приводимые Т. Певе
(1958; Pewe, 1951), показывают, что гранулометрический состав очень
близок к составу настоящего лёсса. Поэтому кажется весьма вероятным,
что некоторые лёссовидные породы Аляски весьма близки к типичному
лёссу. Изученность этих пород еще слабая. Об их генезисе высказыва-
лись многие исследователи (Певе, 1958; Тейбер, 1958; Black, 1951; Pewe,
1950, 1951). Обычно эти породы называют лёссом и приписывают ему
эоловое происхождение. Т. Певе (Pewe, 1951) описывает наблюдавшееся
в 1949 г. развевание аллювия р. Дельты (имеющей ледниковое пита-
ние), а также образование пылевого облака, поднимавшегося до высоты
4000 футов над поверхностью земли и нависавшего над площадью около
300 квадратных миль. Однако С. Тейбер, рассмотревший циркуляцию
атмосферы в районе Фэрбенкса и р. Дельты, пришел к выводу, что в на-
стоящее время сюда не приносится сколько-нибудь значительного коли-
чества эоловой пыли и что такие же условия здесь имели место в плей-
стоцене. По мнению С. Тейбера, эоловые суглинки или лёсс имеют
ограниченное распространение на Аляске. Значительным распростране-
нием здесь пользуются пылеватые элювиальные породы, образовавшиеся
в результате морозного выветривания.
В Южной Америке на территории равнин Аргентины развита так
называемая пампасская формация (Лукашев, 1961; Bolognesi Morei-
to, 1957; Meigen, Werling, 1915; Scartascini, 1957, 1957a, Scheidig, 1934:
Stappenbeck, 1926; Teruggi, 1957), сложенная в значительной мере изве-
стковистыми суглинками, приближающимися к типичному лёссу, особен-
но— в западной части равнины. Характерной чертой этих, отложений яв-
ляется обилие в них вулканического материала, что в значительно мень-
шей мере свойственно европейскому, азиатскому и североамериканскому
лёссу. Например во фракции 0,01—0,03 мм количество стекла обычно
более 60%. Как указывает М. Теруджи (Teruggi, 1957), аргентинские
лёссовые породы образованы главным образом минералами вулканиче-
ского происхождения. Характерные метаморфические минералы бедны
или отсутствуют. Обильные плагиоклазы (лабрадорит и андезин, не-
большое количество олигоклаза и альбита), очевидно, происходят из
вулканических пород, как показывает их общая зональная структура и
природа включений. Кварц, судя по характеру включений, имеет также
изверженное происхождение. Постоянное присутствие округлых фрагмен-
тов вулканических пород подтверждает природу этих минералов. Среди
тяжелых минералов трудно установить материнские породы амфиболов,
но они встречаются в молодых вулканических пеплах и в третичных и
четвертичных туфах Аргентины. Гиперстен и авгит (или диопсид), по
М. Теруджи, также вулканического происхождения. Наконец, обилие
осколков стекла в разных гранулометрических фракциях доказывает
82
большое участие пирокластического материала в сложении аргентинских
лёссовых пород. М. Теруджи полагает, что эти породы являются свиде-
телями недавней интенсивной вулканической деятельности в Южной Аме-
рике. Пирокластический материал мог приноситься на территорию Пам-
пасских равнин южными и юго-западными ветрами с возвышенностей
Анд и из Патагонии, где имеются большие площади молодых лав. Ныне
наиоолее сильные и частые ветры имеют то же направление. В 1932 г.
вулкан Квиза-пу в Андах выбросил в атмосферу много пепла, который
был перенесен западными ветрами до восточной части Аргентины.
Следует сказать несколько слов о других свойствах «пампасского
лёсса». В его дисперсном гранулометрическом составе преобладают час-
тицы 0,01—0,05 мм или при ином разделении на фракции частицы 0,03—
0,06 мм и 0,06—0,12 мм, почти отсутствуют частицы > 0,25 мм, а частицы
< 0,001 мм присутствуют в количестве 0,8—14,0%. Это делает аргентин-
ские лёссовые породы похожими на лёсс других частей Земного шара.
Глинистая фракция полиминеральна, но с преобладанием монтморилло-
нита. Особенностью аргентинских лёссовых пород является их сравни-
тельно невысокая известковистость (1—2%, до 8% СаСО3), несмотря
на наличие прослоев типа каменного лёсса (хардпан, каличе) и известко-
вистых конкреций (тоска).
Остается коснуться вопроса о лёссовых породах океанических
островов.
В Исландии (Iwan, 1937) эоловые отложения (мочелла) по своему
составу изменяются от лёссовых пород до песка. В «исландском лёссе»
имеется значительная примесь вулканических продуктов, черные и серые
прослои пепла и лапиллевого материала.
На Гавайских островах (Palmer, 1931) суглинки эолового происхож-
дения, названные лёссом, имеют молодой возраст, содержат остатки де-
ревьев и прослои новейших лав. Возможно (Rungaldier, 1933), что про-
исхождение этих лёссовидных отложений связано с развеванием вулка-
нического пепла в пределах Гавайских островов.
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ ЛЁССА
Из схематической карты (см. рис. 6) видно, что лёсс в север-
ном полушарии распространен в полосе, ограниченной параллелями 55°
и 24° с. ш. В южном полушарии он не образует подобной широтной зоны
и развит в виде двух пятен: в Южной Америке и в Новой Зеландии, но
также в зоне умеренного климата между параллелями 24° и 45° ю. ш,
К. Кейльгак (Keilhack, 1920) подвергает сомнению зависимость рас-
пространения лёсса от климатических факторов. Действительно, при пер-
вом взгляде кажется, что лёсс распространен независимо от средней го-
довой температуры воздуха, абсолютной высоты местности и количества
атмосферных осадков, встречаясь как в субтропической богатой осадка-
ми части Южной Америки (севернее и северо-восточнее Буэнос-Айреса
количество атмосферных осадков более 1000 мм в год), так и в холодных
засушливых высокогорных частях Центральной и Средней Азии. Лёсс в
Западной Европе обычно залегает на абсолютных высотах 300—400 м>
в Средней Азии и Китае поднимается до 2500 м, а лёссовидных отложе-
ния на Памире — даже до 4500 м (Марков, 1936). Р. Флинт (1963) на-
ходит, что связь лёссообразования с определенными климатическими
условиями сомнительна. Однако при ближайшем рассмотрении оказы-
вается, что в распространении лёсса имеется очевидная связь с клима-
тическими и орографическими условиями -— плейстоценовыми, когда лёсс
образовывался, и современными, при которых он сохраняется.
6* 83
Лёсс отсутствует в районах обильных тропических дождей (Бразилия,
бассейн р. Конго, Индокитай и значительная часть п-ова Индостана), где
выветривание идет по латеритному типу, а условия для сохранения пыли
от эрозии неблагоприятны. Лёсс обыкновенно отсутствует в пустынях суб-
тропиков и умеренного климата, поскольку здесь развиты процессы эоло-
вого развевания и выноса пыли. Типичный лёсс сравнительно редко встре-
чается при средней январской температуре ниже —10° и почти никогда
не встречается при температуре ниже —20°. В соответствии с этим лёсс
отсутствует на северо-востоке и севере Русской равнины, на большей ча-
сти территории Сибири и Канады. Следовательно, районы с интенсивным
морозным выветриванием, будучи благоприятными для образования час-
тиц лёссовой фракции (0,01—0,05 жти), неблагоприятны для их накопле-
ния в мощных толщах. Наконец, лёсс избегает высокогорных районов,
где интенсивно протекают процессы денудации и смещения продуктов
выветривания вниз по склонам.
Преимущественными районами распространения лёсса являются
предгорья и подножия гор в семиаридных районах, окраины пустынь и
периферия так называемой перигляциальной зоны, граничащей с обла-
стями древнего оледенения. Нередко все три типа условий существуют
совместно. Типичный лёсс, вероятно, отсутствует на тех территориях, где
годовое количество осадков превышает 1000 мм; в областях его развития
оно равно 200—600 мм (области с меньшим количеством осадков часто
являются участками дефляции). Таким образом, имеются четкие законо-
мерности распространения лёсса. В северном полушарии он образует
единую зону, расчленение которой на подзоны «теплого» и «холодного»
лёсса было бы весьма затруднительно.
Не следует смущаться тем, что границы колебания физико-географи-
ческих условий на территории распространения лёсса достаточно широ-
ки. Лёсс к физико-географическим условиям менее требователен, чем
биологический вид. Кроме того, распространение лёсса в значительной
мере определяется плейстоценовыми физико-географическими условия-
ми, а географические зоны того времени были лишь приблизительно па-
раллельны современным.
Для восстановления климатических условий, в которых происходило
образование лёсса, весьма важно решение вопроса о его ледниковом или
межледниковом возрасте. Во второй половине XIX и начале XX в. было
распространено мнение о межледниковом возрасте лёсса (Steinmann,
1898; Penck, Bruckner, 1909; Laskarev, 1922, Боголюбов, 1907; Ласкарев,
1912, 1914, 1919; Мирчинк, 1923, 1925). Однако еще в XIX в. начало рас-
пространяться представление о ледниковом возрасте лёсса (Sauer, 1889;
Lauterborn, 1912; Soergel, 1919, 1932; Соболев Д., 1930; Крокос, 1927;
Мирчинк, 1928; Москвитин, 1930, 1935, 1950). Вторая из этих точек зре-
ния начала распространяться особенно со времени опубликования моно-
графии В. Зергеля (Soergel, 1919), обобщившего имевшиеся к этому вре-
мени данные по стратиграфии и фауне лёсса преимущественно Централь-
ной Европы.
Главнейшими данными, позволяющими судить о климатических усло-
виях времени отложения лёсса, являются находки остатков млекопитаю-
щих, птиц и моллюсков, результаты спорово-пыльцевых исследований,
наблюдения за следами мерзлотных деформаций в лёссе. Я лишь очень
кратко остановлюсь на этом вопросе и обойду молчанием значение
следов палеолитического человека, обнаруженных в лёссе, поскольку
этот вопрос будет мною рассмотрен в другой работе.
Несколько исследователей обобщили данные о фауне в лёссе (Geinitz,
1904; Soergel, 1919; Klebelsberg, 1948; Берг, 1946а, 1947; Пидопличко,
1947). Наиболее подробно изучена фауна европейского и в несколько
меньшей степени — североамериканского лёсса. Но даже и в этих слу-
84
чаях значительная часть фауны не имеет точной стратиграфической при-
вязки, и не исключена возможность, что часть видов, принимаемых за
найденные в лёссе, в действительности происходит из ископаемых почв.
В разных горизонтах лёсса состав фауны также несколько меняется.
Млекопитающие, найденные в европейском лёссе, делятся на несколь-
ко групп: 1) формы вымершие; 2) формы живущие ныне, стации которых
связаны с тундрой, лесами, степями и альпийскими лугами; 3) климати-
чески индифферентные формы. Кроме того, в лёссе иногда встречаются
кости роющих животных, которые попадали в породу уже после его обра-
зования, или кости различных животных во вторичном залегании. Эти
формы должны быть по возможности исключены из состава «лёссовой»
фауны.
К числу вымерших животных относятся: мамонт (Mammuthus primi-
genius Blum.), волосатый носорог (Coelodonta antiquitatis Blum.), боль-
шерогий олень (Megaloceros gigantheus Blum.); первобытный зубр (Bi-
son priscus Boj.); первобытный бык (Bos primigenius Boj.), дикая ло-
шадь (Equus germanicus Nehr.) и др.
Экологии мамонта посвящена большая литература. Я укажу лишь
новейшие работы, в которых приведены ссылки на предыдущие исследо-
вания (Пидопличко, 1951; Попов, 1953; Коршець, 1962; Щеглова, 1963).
Находки трупов шерстистых мамонтов в мерзлых слоях севера Сибири
и зарисовки этих животных палеолитическим человеком свидетельствуют
о приспособленности животного к суровым климатическим условиям:
растительные остатки из желудка мамонтов свидетельствуют о том, что
пищей им служили травы. Очевидно, мамонты обитали в холодных
степях и ландшафтах, напоминающих современную тундру или лесо-
тундру. Остатки мамонтов находят на обширной территории: от север-
ных берегов Сибири до подножья Гобийского Алтая. В лёссе Китая
мамонт отсутствует (Обручев, 1959), хотя здесь (Liu Tung-sheng etc.,
1958) отмечены находки носорога Rhinoceros tichorninus Fisch (= Coelo-
donta antiquitatis Blum.), обитавшего в Европе и Сибири вместе с мамон-
том. Учитывая, что мамонт не проникал в южные области азиатских лёс-
совых степей и принимая во внимание вероятные сезонные изменения
стаций мамонта, заходившего летом в наиболее северные части перигля-
циальной зоны, можно заключить, что находки мамонта в мерзлых слоях
Сибири и в лёссе еще не доказывают образование лёсса в суровой тунд-
ре. Более вероятным может быть предположение об образовании его
в степных районах по южной окраине перигляциальной зоны при клима-
тических условиях, несколько более холодных, чем современные. Во вся-
ком случае, находки в лёссе мамонта, шерстистого носорога и лошади
свидетельствуют об открытых безлесных пространствах.
Среди других найденных в лёссе остатков животных к обитателям
тундры в настоящее время принадлежат северный олень и мускусный
овцебык, но ореал этих животных значительно сократился за историче-
ское время (Пидопличко, 1951; Кирикер, 1960). Тундровыми обитателями
из числа находимых в лёссе животных являются также лемминг копыт-
ный (Dicrostonyx torquatus Pall.) и лемминг рода Lemmus. Ныне степ-
ными обитателями являются находимые в лёссе лошадь, степной хорек,
суслики, степной сурок, степная пищуха, большой тушканчик. В. Зергель
(Soergel, 1919) полагает, что находимые в лёссе бовиды по аналогии
с Bison americanus, обитающим в степях, могут считаться степными жи-
вотными. Из числа животных, ныне обитающих в лесах, в лёссе обнару-
жены благородный олень и лось. Количество встреченных в лёссе видов,
ныне яляющихся климатически индифферентными, довольно значитель-
но. Сюда относятся кроты, зайцы и большинство хищных. Ныне высоко-
горными формами являются серна, сурок европейский, козел каменный,
кости которых встречаются в лёссе.
85
Общий облик «лёссовой» фауны млекопитающих «смешанный»—•
преимущественно степной с примесью тундровых, высокогорных и лес-
ных элементов. В современной фауне также иногда наблюдается сме-
шение представителей различных стаций, но, как указывает В. И. Гро-
мов (1948), это явление, будучи вполне естественным, все же не имеет
значения широкой региональной нормы. Совместное обитание в плейсто-
цене степных и арктических форм, ареалы которых ныне разделены боль-
шими пространствами, можно объяснить различными причинами: 1) эко-
логической пластичностью видов (позволившей им за короткий проме-
жуток времени приспособиться к новым условиям); 2) значительными
сезонными миграциями видов: 3) существованием еще не выявленных
видовых различий плейстоценовых и современных видов (что определяло
и экологические различия). Следует учесть, что в условиях иного, отли-
чающегося от современного расположения географических зон в плей-
стоцене тундровая и степная зоны могли быть сближенными, таежная
зона была плохо развита или отсутствовала (Гричук, 1952; Френкель,
Тролль, 1955), что способствовало контакту тундровой и степной фауны
при сезонной миграции видов.
Большое внимание привлекла фауна моллюсков в лёссе. Особен-
ностью ее являются наземный характер и «современный» облик, посколь-
ку большая часть моллюсков обитает и сейчас в тех же районах распро-
странения лёсса, а меньшая часть переселилась на то или иное удаление,
и лишь совершенно ничтожная часть моллюсков может считаться вымер-
шей. Причину этого явления можно объяснить исходя из состава совре-
менной малакофауны степи. В силу своей засушливости степь относи-
тельно бедна моллюсками. Помимо проникающих сюда лесных форм,
здесь имеется некоторое количество видов степных моллюсков, часть из
которых живет с неогена (Лихарев, Раммельмейер, 1952).
Б. Шаймек (Shimek, 1898), основываясь на лёссовой фауне моллюсков
Северной Америки, считал, что накопление лёсса происходило в услови-
ях, аналогичных господствующим сейчас в лёссовых районах. Другие
исследователи предполагают, что время отложения лёсса характеризова-
лось климатом более холодным, чем современный. По мнению В. Зергеля
(Soergel, 1919), если моллюски могут на что-либо указывать, то лишь
на ледниковый возраст лёсса, поскольку среди них имеются горные и
бореальные виды. Подробно такие же идеи развил французский исследо-
ватель Ж. Мазно (Mazenot, 1956, 1959).
Обстоятельное изучение лёссовых моллюсков было проведено в Чехо-
словакии В. Ложеком (Lozek, 1951, 1955, 1961, 1962), который установил,
что в лёссе фауна более холодоустойчивая, а в некоторых погребенных
почвах — более теплолюбивая. В Чехословакии и Австрии (Brandtner,
1956) количество холодоустойчивых форм возрастает в верхней части
лёссовой толщи, так что в нижних горизонтах — фауна теплолюбивая.
Вообще для лёсса характерна климатически индифферентная фауна
моллюсков (Pupilla muscorum L., Vallonia tenuilabris Br., Succinea oblon-
ga Drop, и др.), но верхний горизонт лёсса содержит «коллюмеллевую»
фауну (Columella edentula columella Mart., Vertigo pocedentata Sandb.,
Vitrea crystallina Miill. и др.), напоминающую фауну альпийских лугов
Карпат.
Наземный и частично пресноводный характер фауны моллюсков лёс-
са Украины был установлен еще во второй половине прошлого века
(Барбот де-Марни, 1871; Барбот де-Марни, Карпинский, 1873; Гуров,
1888; Феофилактов, 1879; Lewakovsky, 1861). За последнее время эту
фауну на Украине изучали В. Г. Бондарчук (1937), М. Ф. Веклич и
Н. А. Куница (Веклич, 1958а, 19616; Куница, 1955, 1961; Веклич, Куни-
ца, 1961), М. Е. Мельник (1933), а в Белоруссии — В. М. Мотуз (1961;
Цапенко, Мотуз, Махнач, 1961). Обычный комплекс лёссовой фауны
86
представлен здесь родами Pupilia, Succinea и Vallonia, причем в верх-
нем мощном горизонте лёсса фауна представлена наземными моллюска-
ми преимущественно открытых мест (Куница, 1961). Как указывает
Н. А. Куница, резко преобладают влаголюбивые и экологически индиф-
ферентные виды; из сухолюбивых встречаются Helicella striata Miill, а из
бореальных — Columella edentula var. columella Mart., Vallonia tenui-
labris Br, Zenobiella rubiginosa Schm. Первые две бореальные формы,
а также Helicella в настоящее время на Украине не известны. М, Ф. Век-
лич (1961), в работах которого типичный лёсс не выделяется из общей
группы лёссовых пород, пришел к выводу (очень сомнительному), что
никакого особого «лёссового» комплекса моллюсков не существует.
Интересный анализ лёссовой фауны Украины дал Н. Н. Карлов
(1953а), по мнению которого, в лёссе преобладают мезофильные виды,
но по количеству индивидуумов главную роль играют виды ксерофиль-
ные, обитающие в засушливых районах.
Таким образом, исследование моллюсков позволяет думать, что лёсс
образовался в сухих прохладных степях. Сухостью климата можно объ-
яснить и мелкие размеры раковин из лёссового комплекса фауны.
Американские геологи (Leonard, 1951; Leonard, Frye, 1954) иногда
считают (основываясь на фауне моллюсков), что лёсс образовывался при
несколько более низкой температуре и несколько более высоком количе-
стве атмосферных осадков, чем в настоящее время в лёссовых районах
США. При этом в лёссе устанавливается стратиграфическая зональ-
ность, подтверждаемая палеомалакологическими данными (Leonard,
1951; Frye, Leonard, 1955) и, очевидно, отмечающая некоторые колеба-
ния температуры и влажности в течение времени образования лёсса.
Л. Френкель (Frankel, 1958) полагает, что образование лёсса происходи-
ло в степных и лесостепных условиях.
Признавая спорность и плохую изученность многих вопросов лёссо-
вой палеомалакологии, по-видимому, можно сделать вывод, что лёссовая
фауна моллюсков яляется в основном степной с примесью лесных, тунд-
ровых и альпийских элементов.
Палеоботанические исследования лёсса находятся в начальной стадии
своего развития. Лёсс является трудным материалом для таких исследо-
ваний, поскольку пыльца и споры в нем присутствуют в малом количе-
стве и нередко отсутствуют вовсе.
В. Н. Сукачев (1940, Сукачев, Долгая, 1937, 1941; критику см. Моск-
витин, 1950, стр. 117) впервые обнаружил пыльцу и споры в лёссовых
породах Украины, Курской, Смоленской, Калужской областей, а также
в Западной Сибири. Во всех пробах лёссовых пород были найдены остат-
ки древесины, спор лесных папоротников и пыльцы древесных пород,
откуда В. Н. Сукачев и 3. К. Долгая заключили, что недалеко от мест
отложения лёссовых пород росли смешанные и хвойные леса. В. Н. Сука-
чев и 3. К. Долгая не получили данных, свидетельствующих о суровом
климате во время образования лёсса. Наличие в некоторых пробах пыль-
цы водяной лилии (Nymphaea) привело указанных исследователей к
предположению о водном происхождении материнского материала лёссо-
вых пород и последующем его облёссовании (по Л. С. Бергу).
Позже В. П. Гричук (1940) на основании палинологических исследо-
ваний проб украинского лёсса пришел к выводу, что здесь «в течение
всего четвертичного периода существовала типичная степная раститель-
ность, по-видимому, близкая к растительности современных развитых
здесь южных степей». Эту точку зрения критиковал А. И. Москвитин
(1950, стр. 112), основываясь на следах ископаемой мерзлоты, обнаружен-
ных на Русской равнине. Позже В. П. Гричук (1952, 1955) уточнил свою
точку зрения, основываясь на палеоботанических материалах. Казалось
поразительным распространение Ephedra (сухолюбивое степное расте-
87
ние) далеко на север (Ленинград, устье Пинеги) в конце оледенений
(Гричук М., 1954). По мнению В. П. Гричука, вокруг ледникового по-
крова существовали три ландшафтные зоны: 1) приледниковой расти-
тельности комплексного характера с участием элементов арктической
лесной и степной флоры; 2) лесостепной растительности с березой (на
западе), сосной и лиственницей (на востоке); 3) ксерофильной травяни-
стой растительности степного облика. В лесостепной зоне В. П. Гричук
указывает такой холодолюбивый элемент, как Selaginella selaginoides L.
(если я не ошибаюсь, в лёссе пока не обнаружен). С этой точки зрения
(поскольку отсутствовала зона лесов) эфедра и селягинелля могли ши-
роко распространяться в эпохи низких температур при наличии мерзлого
грунта. Судя по прилагаемым В. П. Гричуком (1952) реконструкциям,
развитие украинского лёсса приурочено преимущественно к территориям
степной и лесостепной зон.
За последнее время результаты палеоботанического изучения лёсса
Украины опубликовала Е. Т. Ломаева (1957, 1961, 1961а), в значитель-
ной мере подтвердившая выводы В. П. Гричука. В лёссе (если не отно-
сить к нему отложения надпойменной террасы р. Роси) преобладает
степная ксерофильная растительность, а признаки водного происхожде-
ния отсутствуют.
Подводя итоги всему сказанному, можно заключить, что европейский
лёсс формировался в степных и лесостепных условиях при климате более
холодном, чем современный. Вероятно, область лесообразования была
периферической окраиной перигляциальной зоны. Ископаемые почвы в
лёссе формировались при более теплом климате, что до известной степе-
ни подтверждается палеомалакологическими (см. выше) и палеоботани-
ческими (Гричук, 1946; Ломаева, 1957) данными.
К сожалению, лёсс в южных провинциях северного полушария в па-
леонтологическом отношении изучен настолько слабо, что палеогеогра-
фические выводы о нем были бы преждевременны. Однако заслуживает
внимания такой факт, как наличие яиц страуса (Struthio andersoni Lo-
we) в лёссе Китая (Ян Чжун-цзянь, Сунь Мэн-Линь, 1959). Эти довольно
многочисленные находки свидетельствуют о субаэральных условиях об-
разования лёсса в сухом климате и, может быть, сильных ветрах. Однако
они еще не указывают на жаркие условия в течение всего времени обра-
зования лёсса. Необходимо учитывать весь комплекс фауны (изучен-
ность которого, к сожалению, еще слабая), а также существование сле-
дов древнего оледенения вблизи районов развития китайского лёсса
(Казакова, 1955).
Нередко лёсс считают перигляциальным образованием, но поскольку
он развит лишь по окраине перигляциальной зоны и южнее ее и своеоб-
разие его, по сравнению с другими породами, весьма велико, кажется
целесообразным рассматривать лёсс как самостоятельное геологическое
целое, как особую лёссовую формацию, что и было предложено некото-
рыми исследователями (Павлов, 1907; Горецкий, 1958; Крылков, 1960).
Лёссовая формация занимает закономерное положение на фоне аридных
областей и геологии ледниковых отложений.
Глава V
МОРФОЛОГИЯ И СТРУКТУРА ЛЕССА
ЦВЕТ
Внешние морфологические признаки лёсса в большинстве слу-
чаев являются очень характерными: палевая окраска, своеобразная
текстура с вертикальными канальцами, отсутствие слоистости и вклю-
чений (кроме известковистых стяжений, раковин наземных моллюсков и
костей некоторых наземных животных). В различных разновидностях
лёссовых пород эти особенности получают несколько своеобразное разви-
тие. Проблема лёсса не может быть решена без освещения вопроса о мор-
фологии породы, которая, к сожалению, изучена хуже, чем другие его
свойства.
Изучение цвета лёсса и лёссовых пород может иметь большое значе-
ние для выяснения их происхождения, стратиграфии, а также для инже-
нерной геологии. К сожалению, по этому вопросу до сих пор имеются
очень скудные данные.
Цвет лёсса меняется с изменением влажности. Н. И. Кириченко
(1955) указывает, что в случае повышения влажности лёсса скачкообраз-
ное потемнение этой породы происходит при переходе влажности через
границу пластичности. При характеристике окраски лёсса зачастую не
указывают его влажность, имея в виду, что эта порода, в типичном слу-
чае, обладает невысокой влажностью.
При исследовании окраски лёсса весьма желательно было бы приме-
нять точные методы. Э. Гунтер (Guenther, 1953) рекомендует для оценки
окраски лёсса пользоваться специально приготовленной цветовой шка-
лой. Удобно применять цветовой анализ, разработанный В. Остальдом
(1926). Более или менее сходные методы использовались С. Н. Тюрем-
новым и Н. А. Архангельской (1932) при исследовании почв. Можно
было бы указать некоторые удачные случаи применения точного иссле-
дования цвета горных пород в геологии (Данчев, 1956). К сожалению,
лёсс в этом отношении остается почти неизученным. Имеющиеся отдель-
ные исследования (Scherf, 1937; Морозов, 1949) не позволяют получить
сколько-нибудь законченную картину.
Обычно окраска лёсса в сухом состоянии характеризуется как свет-
лая желтовато-серая (палевая). В Северной Америке лёссовые породы
обычно описывают как имеющие «цвет бизоновой кожи». Весьма харак-
терно, что нижняя часть лёссовой толщи в различных областях нередко
является более красноцветной, иногда переходя в красно-бурые суглинки
и глины. Покраснение иногда наблюдается также в древних горизонтах
выветривания внутри лёссовой толщи.
Сторонники, различных гипотез происхождения лёсса по-разному осве-
щают вопрос о причине его окраски. В. А. Обручев (1959), довольно
широко понимавший лёсс в период своих работ в Китае, связывает окрас-
ку лёсса с его эоловым образованием: «обилие оттенков понятно, так как
обширная площадь развевания Центральной Азии, давшая эоловый ма-
89
териал, имеет в разных своих частях различный геологический состав».
А. Н. Розанов (1952) с точки зрения почвенной гипотезы полагает, «что
в результате господства при сероземообразовании окислительных про-
цессов закисные соединения полуторных окислов, придающих аллюви-
альным отложениям сероватый оттенок, постепенно переходят в окис-
ные». Р. Ганссен (Ganssen, 1922), сводя сущность облёссования к образо-
ванию цеолитных силикатов, объясняет палевую окраску лёсса значи-
тельным содержанием кремнекислоты в цеолитах. По мнению Р. Флинта
(Flint, 1947), наблюдаемая окраска лёсса — явление вторичное. В мес-
тах, где лёсс не является выветрившимся, он имеет серый цвет. Но так
как водопроницаемость лёсса создает условия для его окисления на
большую глубину, то обычно он имеет окраску «цвета бизоновой кожи»,
рыжевато-коричневую или красноватую. Эта гипотеза не учитывает не-
промывной режим породы (см. главу XI).
Некоторые исследователи выдвигают гипотезы, позволяющие рас-
сматривать окраску лёсса вне прямой связи с его происхождением, но
зато в связи с его составом и строением. В. Рёпке (Ropke, 1928) утвертп
дает, что окраска лёсса связана с просвечиванием кварцевых зерен
через окутывающие их известковые оболочки, содержащие светло-бурые
окислы железа.
Имеются пока еще малонадежные попытки связать окраску лёсса с
температурными условиями, при которых он образовывался. В. Зергель
(Soergel, 1919) считает, что светлая окраска лёсса связана с образова-
нием его при холодном климате, тогда как в межледниковые эпохи
образуются породы более коричневатых тонов.
Несмотря на различие приведенных точек зрения, вероятно можно
считать справедливым мнение В. Рёпке о влиянии известковистых и же-
лезистых оболочек на цвет лёсса. Такое строение лёсса наиболее просто
объясняет и коричневые тона некоторых выветрившихся и выщелоченных
от извести разностей лёсса. Окраска лёсса, по-видимому, является след-
ствием его образования при сухом климате, способствовавшем выделе-
нию известковистых соединений на поверхности частиц. Холодный кли-
мат, может быть, не следует считать обязательным. Возможно, что
жаркие климатические условия, аналогичные господствовавшим в
Африке, были неблагоприятны для образования желтоватой (палевой)
окраски пород. Суглинки Марокко, принимаемые за аналог лёсса
(Choubert etc., 1956), имеют красный и розовый цвет. Однако и здесь
влажность климата сильно влияет на окраску этих пород. По данным
Ж- Шуберта (Choubert, 1948), верхний горизонт суглинков (гримальдий-
ская, или солтанская эпоха) состоит из породы, окрашенной в крас-
ный цвет в прибрежной зоне и в известняковых горах; в буроватый —
внутри страны, а в светлый — на засушливом юго-востоке (Тифилалет,
Даура).
Заслуживает особого внимания факт, что в основании лёссовых толщ
очень часто можно видеть залегание красно-бурых суглинков и глин.
Такое явление наблюдается на юге Европейской части СССР (Заморш,
1954а, б; Лысенко, 1953), в Рудном Алтае (Кригер, Чумаков, Терехи-
на, 1961), в Средней Азии (Кригер, Москалев, 1953) и в Китае (Обру-
чев, 1951). Следует думать, что эти красноцветные породы в разных
местах имеют различный возраст. Обычно они являются неогеновыми
или древнечетвертичными.
Красноватый цвет нижней части толщи китайского лёсса (свита
сен-мен) В. А. Обручев (1959) объясняет развеванием третичных и ме-
ловых красноцветных отложений, выступавших прежде на большей
площади, чем впоследствии, а также возможным покраснением лёсса
в течение последующей более влажной эпохи. В. И. Попов (1948), говоря
о причине красноватого оттенка нижней части лёссовой толщи, объяс-
90
няет подобное явление диагенетическим распадом монтмориллонито-
вых и феррито-монтмориллонитовых глинистых минералов, высвобож-
дающим полуторные окислы железа, пигментирующие при этом
t породу.
Наиболее вероятно связывать красноватый оттенок низов лёссовой
толщи с более теплым и влажным климатом плиоценового и древне-
четвертичного времени. Средне- и верхнеплейстоценовое время харак-
теризуется не только похолоданием (вызвавшим развитие ледников),
но и аридностыо (вызвавшей образование типичного лёсса).
Следует указать на интересные исследования окраски отдельных
гранулометрических фракций лёссовых пород Украины и Центральной
части Русской равнины, проведенные С. С. Морозовым (1949) с исполь-
зованием цветовой шкалы С. Н. Тюремнова. По этим данным, основной
тон окраски частиц разной крупности во всех исследованных образцах
колеблется в очень узких пределах. Окраска частиц 0,25—0,001 мм в
диаметре оказалась в большинстве случаев весьма однородной: белесой
с разными слабыми оттенками. С уменьшением диаметра частиц
< 0,01 мм происходит изменение в окраске: начинают преобладать крас-
новато- и желтовато-бурые цвета.
Таким образом, окраска лёсса и лёссовых пород определяется мно-
гими факторами и может зависеть от количества частиц <0,001 мм, коли-
чества известковистых и железистых соединений, характера распреде-
ления этих соединений по поверхности частиц и содержания влаги.
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ТЕКСТУРЫ ЛЁССА
Наличие у лёсса своеобразной текстуры является его отли-
чительной особенностью. Для лёсса характерно наличие тонких, види-
мых невооруженным глазом вертикальных канальцев (часто называемых
макропорами), вертикальных трещин, способности удерживаться в
вертикальных обрывах. Эти факторы, наряду с другими морфологиче-
скими свойствами, придают лёссу весьма своеобразный облик.
А. Шейдиг (Scheidig, 1934) различает следующие «структуры» лёсса:
тонкую, крупную и макроструктуру.
Тонкая структура (Feinstructur). Отдельные зерна в породе
слабо касаются друг друга и образуют структуру, напоминающую туф.
Эти лёссовые породы характеризуются высокой пористостью.
Крупная структура (GroBstructur). Пористость лёссовых по-
род может сильно возрастать за счет многочисленных, видимых невоору-
женным глазом канальцев (ходов корней), имеющих диаметр сечения
от 0,2 до нескольких миллиметров. Стенки канальцев часто инкрустиро-
ваны карбонатом кальция..
Макроструктура (Macrostructur). В породе нередко встречают-
ся вертикальные плоскости трещин. Близ поверхности земли эти плоско-
сти часто окрашены в черный цвет гумусовыми веществами и несут
налеты углекислой извести.
В Советском Союзе по большей части при наличии крупной струк-
туры А. Шейдига лёсс описывается как макропористый.
По мнению А. Шейдига, при выветривании лёсса, при его переотло-
жении делювиальными и аллювиальными процессами, а также при
переотложении в результате распашки и строительства своеобразная
структура лёсса теряется. С этим далеко не всегда можно согласиться.
Нередко породы явно делювиального или даже аллювиального проис-
хождения имеют все признаки лёссовой структуры.
Классификацию структур в лёссовых породах дали также И. И. Тро-
фимов (1953), С. В. Быстров (1958) и И. П. Иванов (1956).
91
КАНАЛЬЦЫ И ХОДЫ В ЛЕССЕ
Канальцы и ходы в лёссе и лёссовидных породах принад-
лежат к числу интересных малоизученных их особенностей.
Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1886) приводил тонкие канальцы в лёссе
как признак, отличающий эту породу от суглинков склонов. Стенки
канальцев часто инкрустированы углекислой известью. Канальцы по
большей части почти вертикальные, разветвляющиеся под острым углом.
Происхождение канальцев Рихтгофен связывает с корнями растений,
отмиравших по мере нарастания лёсса.
Лёссовые породы Южной Америки довольно своеобразны, однако с
европейским лёссом они сходны по наличию тонких канальцев. С. Рот
(Roth, 1888) образование канальцев связывал с разложением корней
растений. Он полагал, что в лёссовых породах «пампасской формации»
в эоловых отложениях канальцы идут преимущественно вертикально,
тогда как в отложениях иного генезиса, перепутываясь, они проходят
в разных направлениях.
Некоторые исследователи считают вертикальные канальцы в лёссо-
вых породах следами стеблей растений (Barbour, 1930; Pavai-Vajna,
1912; Ларионов, Приклонский, Ананьев, 1959).
По данным Ф. Рихтгофена (Richthofen, 1872), канальцы в Китае
пронизывают лёсс до глубины 305 м (1000 футов). Вероятно, эта цифра
завышена, как и вообще мощность китайского лёсса в представлениях
Ф. Рихтгофена.
Р. Рассел (Russel, 1944) приводит основные данные о канальцах по
литературным источникам. Толд указывает, что в Северной Америке
канальцы развиты преимущественно до глубины 9—12 я, а на глубине
более 9 м канальцы встречаются редко. Р. Пёмпелли отмечает их раз-
витие в лёссе Китая до глубины 30 jh, Мойер — до 36 м. По нашим на-
блюдениям, в предгорьях Тянь-Шаня и в Рудном Алтае вертикальные
канальцы в лёссе хорошо прослеживаются до глубины 30 м, причем
в одних случаях до глубины 25—30 я заметного изменения количества
и размера канальцев не наблюдается,—в других (Рудный Алтай, где
влажность пород более высокая) их количество заметно уменьшается
с глубины 10—12 я.
Несмотря на блестящие исследования Ф. Рихтгофена (Richthofen,
1877), указавшего на органогенную природу канальцев в лёссе, проис-
хождение канальцев нередко вызывало недоумение. Например извест-
ный английский геолог С. Вуд (Wood, 1882а), касаясь китайского лёсса,
указывает на «известковые трубочки которыми, как говорят, он прони-
зан» и которые рассматриваются сторонниками эоловой гипотезы как
результат произрастания растений при отложении пыли. С. Вуд реко-
мендует относиться с осторожностью к выводу о связи этих трубочек
с растениями, он сравнивает эти канальцы с найденными Ч. Муром в
различных отложениях трубочками, не содержащими углеродистого
материала и описанными под названием Tabutella ambigna (вопрос об
органическом, животном или растительном происхождении этих обра-
зований вызывал много споров).
Образование канальцев в лёссе П. С. Самодуров (1957а) и в настоя-
щее время объясняет неорганическим путем, связывая его с влиянием
просачивания воды атмосферных осадков и периодического подъема
уровня грунтовых вод, а также с выносом из породы легкорастворимых
солей. Эти процессы П. С. Самодуровым подробнее не рассмотрены.
Представляет интерес, что образование вертикальных канальцев в
пылеватой глине воспроизведено искусственно путем многократного
дождевания и ускоренного испарения. При этом пузырьки воздуха в
породе периодически оказываются сильносжатыми и проделывают себе
92
вертикальные выходы (Drouhin etc., 1953). Гипотеза неорганического
происхождения вертикально^ в лёссовых породах никогда
не основывалась на детальном изучении этих канальцев в лёссе.
Н. И. Трофимов (1953), детально изучивший пористость лёссовых
пород Таджикистана под микроскопом, указывает, что органогенные
поры имеют вид цилиндрических
канальцев и крупных ходов, которые
подразделяются на фитогенные (от
корней и стеблей растений) и зо-
огенные (от ходов животных земле-
роев). Наименьший наблюдавшийся
И. И. Трофимовым диаметр каналь-
цев равен 0,01 мм. Под микроско-
пом И. И. Трофимов различает сре-
ди фитогенных пор сингенетические
(образовавшиеся одновременно с
осадком) и эпигенетические (обра-
зовавшиеся в уже сформировавшей-
ся породе). Сингенетические ходы,
в противоположность эпигенетиче-
ским, не обладают уплотненными
стенками. Ходы эогенной группы,
по наблюдениям И. И. Трофимова,
чаще имеют уплотненную стенку,
иногда (камеры насекомых) не раз-
рушающуюся при длительном пре-
бывании в воде.
По моим наблюдениям в Сред-
ней Азии и в Рудном Алтае, каналь-
цы более крупного диаметра (0,5—
1 мм) обычно являются вертикаль-
ными, очень тонкие канальцы, на-
блюдаемые под бинокуляром (диа-
метр < 0,1 мм), пересекают породу
в различных направлениях.
По исследованиям в Рудном Ал-
тае, развитый здесь лёсс несет в себе
различного рода канальцы и ходы.
В ряде случаев вертикальные ходы
имеют диаметр сечения до 1 см. Эти
ходы, связанные с деятельностью
крупного вида дождевых червей,
описывают в главе XIII. Наряду с
Рис. 7. Шурф' близ Кумышкана в запад-
ной части Чаткальского хребта.
Вертикальная штриховка — лёсс; косая
штриховка — лёссовидные суглинки (предпо-
лагаемые погребенные почвы)
ними, наблюдаются тонкие ходы,
напоминающие описанные Ф. Рихтгофеном в лёссе Китая.
При изучении образцов лёсса из района г. Лениногорска под бино-
куляром (Х32) наблюдались ходы диаметром 0,06—0,10 мм (и круп-
нее), длиной до 1 сми более, пронизывающие породу в разных направ-
лениях; количество подобного рода ходов увеличивается в погребенных
почвах. Представляет интерес, что в этих ходах под бинокуляром места-
ми можно видеть скопления черного, по-видимому, гумусированного
вещества (экскременты мелких роющих животных?) и своеобразную
гонкую «паутинку», может быть, состоящую из углекислой извести. Хо-
рошо сохранившаяся «паутинка» была замечена даже в образцах лёсса,
отобранных из шурфов с глубины 18 м.
При исследованиях в Средней Азии (хребты Кураминский, Чаткаль-
ский и Джунгарский Алатау), проведенных автором, М. Р. Москалевым
и Е. А. Корнауховым, а также при исследованиях М. Р. Москалева и
93
В. И. Щербакова на Украине, проводившихся по такой же методике,
был организован учет количества вертикальных канальцев и макропор.
Эти исследования позволили поставить вопрос о маркирующем значении
органогенных пор. Количество канальцев и макропор подсчитывалось
Рис. 8. Шурф № 3272 в г. Зыряновске
I — количество макропор на 1 см?\ 2 — количество норок червей на Г дм2; 3 — ко-
личество частиц < 0,005 мм, % ; 4 — пористость, %; 5 — нижняя граница пластич-
ности; 6 — число пластичности; А и В — генетические горизонтьЛископаемой почвы
на различных участках забоя шурфа на разных глубинах. Среднее коли-
чество этих пор относилось к 1 см2 площади сечения породы. Для под-
счета использовался транспарант с несколькими квадратными отвер-
стиями, каждое площадью. 1 см2. О результатах этих работ в печати
имеются краткие указания (Кригер, Москалев, 1953а; Кригер, 1960).
Аналогичные исследования проводились А. К. Ларионовым (Ларионов,
Приклонский, Ананьев, 1959). Исследование количества канальцев на
разных глубинах в лёссе Средней Азии, Рудного Алтая и Украины по-
казывает, что это количество изменчиво на разных глубинах. При на-
личии в разрезе лёсса достаточно хорошо выраженных ископаемых почв
наблюдается изменение количества канальцев в этих почвах. Чаще в
ископаемых почвах количество канальцев несколько увеличивается, но
94
иногда в уплотненных горизонтах
В, наоборот, наблюдается замет-
ное уменьшение количества ка-
нальцев (рис. 7 и 8),
В лёссовых предгорьях Джун-
гарского Алатау окраска лёсса в
вертикальном разрезе, по данным
визуальных наблюдений, либо
была неизменной, либо в нижней
части разреза слабо изменялась
в связи с изменением влажности.
Толща лёсса казалась нерасчле-
нимой. Однако наблюдения пока-
зали, что в разрезе шурфов могут
быть выделены два, местами три
маркирующих горизонта с увели-
ченным количеством канальцев.
Эти горизонты можно принимать
за аналоги слаборазвитых погре-
бенных почв. Оказалось, что по-
добные «погребенные почвы» про-
слеживаются на изучаемом участ-
ке в разрезе многих шурфов
(рис. 9).
В двух шурфах на том же уча-
стке Джунгарского Алатау были
произведены химические анализы
породы (валовые, водных и соля-
нокислых вытяжек). При этом
было установлено большое сход-
ство породы в горизонтах с увели-
чением количества канальцев ц в
остальной части толщи лёсса.
Можно было бы указать лишь
слабые и недостаточно убедитель-
ные отличия. Однако исследова-
ния такого рода следует продол-
жить.
склонность
К ВЕРТИКАЛЬНОМУ ОТСЛАИВАНИЮ
И ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ТРЕЩИНЫ
В ЛЕССЕ
Характерными свойст-
вами лёсса и многих лёссовидных
пород являются их способность
образовывать вертикальные об-
рывы при обрушении (рис. 10),
а также склонность к вертикаль-
ному отслаиванию и наличие
(особенно в верхней части толщи)
вертикальных трещин (рис. 11).
Эти свойства лёссовых пород рас-
сматриваются в данной главе па-
раллельно, так как способность
породы к вертикальному отслаи-
ванию, по-видимому, должна
Рис. 9. Разрез с маркирующим горизонтом увеличенного количества канальцев. Джунгарский Алатау
современная почва; 2 — лесс; 3 — гравийно-галечниковые отложения; 4 — лёсс с увеличенным количеством канальцев
95
способствовать образованию вертикальных трещин и сама может быть
обусловлена мелкими вертикальными трещинами. Указанные свойства
имеют большое значение в инженерной практике и используются при
назначении откосов выемок (Кригер, 19626).
Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1877), Р. Пемпелли (Pumpelly, 1879) и
другие исследователи считали удивительным, что несмотря на рыхлое
сложение лёсса и способность его легко растираться между пальцами,
он удерживается в высоких вертикальных обрывах.
Способность лёсса вертикально отслаиваться часто определяет нали-
чие крутых поверхностей, но не объясняет сохранность их. Факторами
сохранения крутых обнаженных поверхностей в лёссе являются силы
сцепления в породе..
Морфология трещин в лёссе остается слабо изученной. Наблюдаются
трещины, оконтуривающие призматические отдельности (рис. 11); эти
трещины особенно характерны для верхней части толщи лёссовых пород,
и создается впечатление, что возникновение их каким-то образом связа-
но с современными почвообразовательными процессами и возможно с
сезонным промерзанием грунтов. В других случаях наблюдаются круп-
ные трещины, отделяющие значительные глыбы лёссовых пород. Иногда
можно видеть систему мелких вертикальных трещин, параллельных пло-
скости обнажения, вызывающих вертикальную сланцеватость породы.
На берегу Иртыша ниже г. Усть-Каменогорска (с. Глубокое), на участ-
ках сравнительно монолитного слаботрещиноватого лёсса наблюдаются
тонкие вертикальные трещины как параллельные плоскости обнажения,
так и перпендикулярные ей; последние непрерывно прослеживаются по
крайней мере на 0,5 м в глубь обнажения.
Способность лёссовых пород к вертикальному отслаиванию особенно
хорошо проявляется в тех случаях, когда мощность этих пород значи-
Рис. 10. Вертикальный обрыв в лёссе у с, Глубокого (правый берег р. Иртыш)
96
Рис, 11. Призматические отдельности в лёссе у с. Глубокого
(правый берег р. Иртыш)
тельна. В Китае Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1877) описал сложенные
лёссом обрывы, подмываемые р. Хуанхэ. При подмыве лёсс обрушивает-
ся клиновидными стенами, длиной до 60 м, шириной в нижней части
около 3—5 м, а в верхней — до 30—40 м.
Л. С. Берг (1947) объяснял способность лёсса обваливаться верти-
кальными стенками однородностью его механического состава и водо-
проницаемостью, а в более ранних работах (Берг, 1926) считал верти-
кальную столбчатость в лёссе за явление, аналогичное вертикальной
столбчатости в солонцах.
Для объяснения сети вертикальных трещин (вертикальной столбча-
тости) и склонности к вертикальному отслаиванию лёсса был предложен
ряд гипотез.
Гипотеза вертикально ориентированных пустот. Ф. Рихтгофен
(Richthofen, 1877, 1886) и Р. Пёмпелли утверждали, что склонность лёсса
к образованию вертикальных отдельностей объясняется наличием в нем
вертикальных канальцев, генетически связанных с корнями растений.
Г. Барбур (Barbour, 1930), изучивший лёсс Китая, склоняется к точке
зрения Ф. Рихтгофена, измененной в соответствии с мнением И. Беркея,
7 Н, И. Кригер
97
I связывавшего образование канальцев не с деятельностью корней, а с
ростом стеблей.
А. Щейдиг (Scheidig, 1934), критикуя предположение Ф. Рихтгофена,
/ справедливо указывает, что плоскости трещин в лёссе не отличаются
увеличенным количеством корневых канальцев; напротив, эти плоскости
по большей части являются гладкими. Предположение Ф. Рихтгофена
последующими исследованиями обычно принимается с изменениями и
дополнениями.
И. Штини полагает, что вертикально ориентированные пустоты бла-
гоприятствуют вертикальному отслаиванию породы. При образовании
лёсса имеет место постепенное уплотнение первоначально рыхло уло-
женной пыли; при этом, благодаря силе тяжести, частицы, лежащие
t одна на другой, ближе сходятся между собой, чем частицы, лежащие
рядом одна с другой; по этой причине связи в вертикальном направлении
возникают более прочные, чем в горизонтальном, что в дальнейшем и
приводит к незначительному сцеплению породы вдоль вертикальных
плоскостей (цит. по Scheidig, 1934, стр. 144).
! Б, Б. Полынов (1934, стр. 204) высказал мнение, что при капиллярном
поднятии водных растворов выпадающий кальций, цементируя лёсс, обус-
I ловливает склонность породы откалываться предпочтительно по верти-
/ кальным плоскостям.
! Б. Уиллис (Wills, 1907) считает, что в формации хуан-ту в Китае
i вертикальное отслаивание наблюдается в образованиях неслоистых и
' слоистых, эоловых и водных, на равнине и на склонах гор, в древних и
I молодых накоплениях, т. е. не зависит от условий отложения, места отло-
жения и возраста пород. Б. Уиллис считает гипотезу растительных кор-
ней недостаточной для объяснения вертикальной текстуры. Необходимо'
учитывать также позднейшие физические и химические процессы, вы-
званные тяжестью вышележащих пород, капиллярным поднятием воды
/ и цементацией породы. Первоначальный пористый осадок уплотняется
' под влиянием силы тяжести, и в этом случае исчезают прежде всего го-
’ ризонтальные щели. При этом зажатый воздух или вода будут двигать-
ся преимущественно в вертикальном направлении, а испаряющаяся в
капиллярах вода — одевать стенки пустот цементирующим слоем тон-
ких глинистых частиц и выпадающих из раствора солей. По мнению^
Б. Уиллиса, эти процессы объясняют вертикальное отслаивание лёсса
(^и даже образование вертикальных канальцев.
Гипотеза горизонтального положения частиц. Макферлейн в 1884 г.
полагал, что вертикальные отдельности в лёссе могут являться
результатом горизонтального положения плоских частиц, подобно ли-
стам бумаги (цит. по Russel, 1944).
Однако многие исследователи отмечают, что в типичном лёссе гори-
зонтально ориентированные пластинчатые частицы являются нехарактер-
ными (Krivan, 1955).
Г Гипотеза образования трещин уплотнения. В Приазовье, по данным
В. Г. Бондарчука (1946), лёссовые породы обладают «призматической-
структурой», т. е. способностью распадаться на призматические отдель-
ности в 1,5—2 см высотой с лакированными гранями. О вторичном^
' происхождении вертикальной отдельности в лёссе свидетельствуют об-
наруженные в лёссе древние трещины, выполненные лёссовым же мате-
риалом в виде жилок, пронизывающих породу. По этим жилкам ориен-
' тируются трещины вертикальной отдельности. Полигональное сечение
вертикальных отдельностей лёсса дает основание видеть в ограничиваю-
щих их плоскостях (трещинах) первичные трещины усыхания, выпол-
няемые вновь приносимым осадком. «Являясь зонами ослабления в-
/ породе, эти трещины и определяют конфигурацию вертикальных от-
\дельностей лёсса в обнажениях» (Бондарчук, 1946).
98
Р. Рассел (Russel, 1944) полагает, что чередование циклов смачива-
ния и высыхания лёссовых пород может играть некоторую роль в обра-
зовании вертикальных трещин.
В. Рёпке (Ropke, 1928) высказывал мнение, что вертикальное от-
слаивание лёсса связано с явлениями усадки породы при высыхании.
Большая влагоемкость лёсса и его относительно небольшая промочен-
ность при современном климате благоприятствуют образованию отслаи-
вания.
Как известно, по вопросу о трещинах усыхания в отложениях раз-
личного петрографического состава и возраста имеется большая лите-
ратура (Шрок, 1950). Описаны трещины от микроскопических до гигант-
ских, глубиной свыше 3 м. В обычных случаях средняя глубина трещин
усыхания колеблется от нескольких миллиметров до нескольких санти-
метров.
Э. Киндл, Г. Чедвик и другие описали случаи, когда по мере отло-
жения осадка условия образования трещин усыхания оставались неиз-
мененными, и полигональная сеть трещин в течение длительного време-
ни сохранялась. Это приводило к образованию столбчатой структуры.
Столбы, возникающие таким путем, достигают 1 м в длину (цит. по
Шроку, 1950)..
С точки зрения грунтоведения гипотеза образования трещин усыха-
ния применительно к лёссовым породам в общем случае едва ли может
быть использована для объяснения вертикальных отдельностей ввиду
невысокого значения усадки лёсса. По большей части (Ананьев, 1964;
Денисов, 1946; Кириченко, 1955; Никитенко, 1964; данные автора по
Киргизии) лёссовые породы с ненарушенной структурой имеют объем-
ную усадку 3—10%, и лишь в образцах с нарушенной структурой она
может значительно увеличиваться. Тем не менее в отдельных случаях,
особенно при наличии более глинистых разностей лёссовидных пород
(например, в профилях выветривания), усадка, по-видимому, могл-а
иметь значение в образовании вертикальных трещин в породе. По мне-
нию Г. И. Горецкого (1963), ископаемые следы трещин усыхания можно
наблюдать в лёссовых породах и погребенных почвах; однако описан-
ные им следы образуют сложноветвящуюся систему, происхождение
которой иногда может вызывать споры и, вероятно, не объясняет вер-
тикальную трещиноватость в лёссе.
Г В связи с рассматриваемым вопросом нужно указать, что в лёссе
Iиногда действительно наблюдаются следы ископаемых трещин. Речь
идет о «морозных клиньях», заполненных по большей части также лёс-
совым материалом. Однако нет никаких оснований связывать наблю-
дающиеся в лёссовых породах открытые трещины с такого рода явле-
ниями, хотя современное сезонное промерзание грунтов, вероятно, может
способствовать расширению уже имеющихся трещин.
Гипотеза образования оползневых трещин. По мнению Р. Рассела
(Russel, 1944), придерживающегося гипотезы вторичного облёссования,
для образования лёсса требуется коллювиальное смещение по склону
облёссовывающегося материнского материала. С этим смещением
Р. Рассел связывает образование вертикальных отдельностей в лёссе и
считает, что они наблюдаются лишь в лёссе, залегающем на крутых
склонах. Растягивающие усилия, возникающие при оползании материа-
ла, вызывают образование вертикальных трещин, оконтуривающих от-
дельности диаметром в несколько футов. Р. Рассел в штате Кентукки
(США) наблюдал, что указанные отдельности выделяются и в галеч-
нике, подстилающем лёсс, что хорошо объясняется растягивающими
усилиями при оползании. Р. Рассел вспоминает старые (1897 г.) наблю-
дения Дж. Тодда, что трещины в лёссе расширяются вверх, подобно
расселинам в леднике.
7*
99
Гипотеза образования вертикальных отдельностей, высказанная
Р. Расселом, может быть справедлива лишь в частных случаях. Можно
привести многочисленные примеры по Средней Азии, Алтаю, Китаю и
другим местам, когда лёссовидные породы равнин, прорезанные доли-
нами, имеют вертикальные отдельности и способны сохранять верти-
кальные обрывы, хотя здесь отсутствуют условия для образования
оползневых явлений.
Гипотеза «воздушных подушек». Г. Пфейфер и Г. Квиринг считают
возможным, что в обнажениях лёссовых пород боковое проникновение
дождевых вод создает условия для образования плоскости раздела
между смоченной частью породы и сухой «воздушной подушкой». При
этом может возникать вертикальное отслаивание лёссовых пород (цит.
по Scheidig, 1934). Однако подобное объяснение предусматривает суще-
ствование уже сформированного крутого обрыва, хотя для объяснения
его возникновения требуется принять ранее существовавшую способ-
ность лёсса вертикально отслаиваться и образовывать вертикальные
трещины. Кроме того, известно, что вертикальное отслаивание в лёссе
частично наблюдается и в свежевырытых шурфах, в которых еще не
могли иметь место процессы, указанные Г. Пфейфером и Г. Квирингом
(известно, что устойчивость вертикальных лёссовых стенок позволяет
проходить в лёссовых породах глубокие выработки без крепления).
Рассматривая различные гипотезы причин вертикального отслаива-
ния и образования вертикальных трещин в лёссе, следует признать, что
наиболее приемлемой из них кажется гипотеза вертикальной текстуры,
как она вырисовывается на основе работ Ф. Рихтгофена, Б. Уиллиса,
И. Штини и Б. Б. Полынова. Вертикальные ходы органогенного проис-
хождения являются одним из факторов, обусловливающих вертикаль-
ную текстуру лёсса. Под влиянием силы тяжести происходит исчезно-
.вение преимущественно горизонтально ориентированных пустот, а так-
же более значительное упрочнение породы благодаря сцеплению,
названному Н. Я- Денисовым (1956) первичным. Наконец, отложение
солей и коллоидов растворами, циркулирующими преимущественно в вер-
тикальном направлении при испарении влаги в период седиментации и
диагенеза породы, приводит к сцеплению упрочнения (по терминологии
И. Я. Денисова), способствующему закреплению вертикальной тексту-
ры. Факторы, указываемые другими гипотезами (морозные трещины,
трещины высыхания, оползневые трещины и пр.), могут иметь лишь
более ограниченное значение и проявляются только в отдельных случаях.
Весьма вероятно, что иногда узкие трещины в лёссе близ поверхности
могут расширяться за счет деятельности замерзающей воды и карстово-
суффозионных процессов, усиливая картину вертикальной трещинова-
тости породы.
СЛОИСТОСТЬ И ПРОСЛОИ ДРУГИХ ПОРОД
В ЛЁССОВЫХ ПОРОДАХ
Со времен Ф. Рихтгофена (Richthofen, 1877) достаточно проч-
но установился взгляд на лёсс, как на неслоистую породу осадочного
происхождения. Некоторые исследователи подчеркивают, что отсутствие
слоистости характерно для типичного лёсса в отличие от лёссовидных
пород, многие из которых слоисты. Отсутствие слоистости установлено
для пылеватых лёссовидных отложений эолового происхождения (But-
ler, 1956).
\ Однако, наряду с этим, имеются указания на слабовыраженную
слоистость в типичном лёссе, наблюдаемую при детальных исследова-
ниях. Так, например, польские исследователи (Dylik, 1954; Sawicky, 1952)
отмечают слоистость в типичном субаэральном лёссе. Я- Дылик де-
100
/'та-льно изучил около 60 обнажений в районах Люблина, Сандомира,
\ Мехова, в, Карпатах и Силезии. Он нигде не наблюдал лёсс; который
I был бы лишен слоистости или тонкой струйчатости, за исключением
1 верхней части толщи, мощностью не-более 1,5 м. Иногда слоистость в
лёссе обнаруживается при микроморфологических исследованиях (Мо-
розова, 1963). Впрочем, во многих из этих случаев можно сомневаться в
(^принадлежности породы к настоящему лёссу.
В лёссовидных породах наличие слоистости наблюдается очень часто.
Особенно она характерна для аллювиальных и озерных лёссовидных
пород. Однако она может иметь место также в результате оползневых
и делювиальных (Мавлянов, 1958) процессов. Впрочем, природа слои-
стости в последних случаях специальному исследованию не подверга-
лась. . •
По сравнению с описанной тонкой слоистостью для лёссовых пород
(в том числе для лёсса) более характерно переслаивание горизонтов,
в различной мере измененных процессами выветривания и почвообразо-
вания. Общеизвестно наличие ископаемых почв в лёссовых породах.
Иногда они присутствуют в виде целой серии прослоев. Это отмечается
в Аскании-Нова (Саввинов, Францессон, 1928) где, по предположению
А. И. Москвитина (1946), развиты делювиальные лёссовидные суглинки
(вопрос требует изучения в соответствии с современными представле-
ниями о стратиграфии лёсса). Л. Савицкий (Sawicki, 1952) описал в
Звержинце (Краковская область, Польша) «лёсс» с многочисленными
прослоями, содержащими следы перигляциальных явлений. В детально
изученном разрезе у Пакша в Венгрии наблюдается сложная серия про-
слоев лёссовых пород, различающихся (как показывают детальные
исследования) по фациальным условиям отложения и характеру вывет-
ривания материала (Krivan, 1955). Применение методов микрострати-
графии позволяет различать даже в типичном лёссе слоистость, обычно
не видимую при недостаточно детальном визуальном исследовании.
При изучении слоистости субаэральных лёссовых пород большой
интерес представляет соотношение их с песками, заставляющее ставить
важные палеогеографические вопросы. В Венгрии описывается пере-
слаивание лёссовидных пород с песками, а прослоям песков приписы-
вают стратиграфическое значение; их относят к межледниковым и меж-
стадиальным эпохам (Michaltz, 1953; Szabo, 1955), хотя происхождение
песков неясно. Переслаивание песков с субаэральными лёссовыми поро-
дами можно наблюдать (Позер, 1955) также вдоль северной границы
распространения лёсса. Эти лёссовые породы получили (Ackermann,
1954) название «полосатого лёсса» (Streifenlofi). Сторонники эоловой
гипотезы происхождения^этог6“«лесса»~й^переслаивающихся с ним
песков допускают отложение их западными ветрами (Бюдель, 1955;
Позер, 1955; Jux, 1956). У... Юкс (Jux^ lj)56), посвятивший специальное
исследование вопросу об ^относительном возрастемте3 .окрест-
ностях^ гГКеЛыГа _(ФРГ17 п’рйшёл’ к"~выводу, jito направление^ ветров
во время максимума оледенения (когда'обрА30®15!?3^1 лёсс) и~ в би-
рёальцу^эпоху (к6г7га~ббразовы'ва'лись дюны£ сМпадает^ до 'деталей?
Другие палеогеографические’ вйводьТ~_На~'основе^'изучёнйя "прослоев
песков в лёссовых породах делает П. Криван (Krivan, 1953). По его
мнению, в Венгрии лёсс и перемещаемые ветром пески представляют
собой образования, взаимно исключающие одно другое, так как являют-
ся продуктами соответственно восточных и западных ветров, связанных
с изменениями в распространении плейстоценового ледникового покрова.
В 1953 г. П. Криван считал возможным различить в плейстоцене Венг-
рии девять циклов смены западных ветров восточными. Голоцен пред-
ставляет собой, с его точки зрения, второй этап последнего цикла, харак-
теризующийся западными ветрами. Прослои песков требуют самого
101
тщательного изучения для установления их аквального или субаэраль-
ного происхождения. Не следует считать пески эоловыми только потому,
что они переслаиваются с лёссовыми породами.
Вышесказанное позволяет заключить, что в лёссе иногда можно
наблюдать неясную слоистость. В лёссовидных породах субаэрального
происхождения, по своему характеру весьма близких к лёссу, местами
прослеживаются прослои песка. На участках развития мощного типич-
ного ^лёсса (например, в Среднеи^Азии)'^рослокГте^» как'прав.ило,
отсутствуют?... ... ............ ......
Что касается прослоев галечника, то они наблюдаются преимущест-
венно в лёссовидных породах аллювиального происхождения или во
всяком случае в лёссовых породах, образующихся в долинах.
Прослои щебенчато-дресвяного материала, как указывал еще
Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1877), встречаются в лёссовых породах пре-
имущественно вблизи горных склонов. Они могут иметь в разных слу-
чаях делювиальное, солифлюкционное и коллювиальное происхождение.
ВКЛЮЧЕНИЯ В ЛЕССЕ
В лёссовидных породах и, редко — в типичном лёссе, встреча-
ются следующие включения;
1. Обломки пород (Берг, 1947; Крокос, 1927; Бондарчук, 1946),
диаметром 1—2 см, реже — до 10 см и больше. Эти включения встре-
чаются как по склонам, так и на водоразделах. В эоловый лёсс онр
могли попадать делювиальным и солифлюкционным путем, а также за-
носиться из ближайших долин ветрами и смерчами, иногда вместе
с растениями, в корнях которых застревали обломки пород (Набоких,
1914; Крокос, 1927). По словам Л. С. Берга (1947, стр. 266), Г. Н. Высоц-
кий считал, что мелкие «валунчики» (гравий и мелкая галька) могли по-
падать в лёсс вместе экскрементами птиц. В лёссовидных породах, пред-
положительно флювиогляциального происхождения, отмечается присут-
ствие небольших валунов с ледниковой штриховкой (Кригер, Федотов,
1954), Иногда в лёссе встречаются обломки окаменелостей, занесенные
сюда из более древних отложений (Баранов, 1947).
2. Конкреции, преимущественно известковые, реже — гипсовые или
железистые. Иногда они располагаются прослоями. Поскольку конкре-
ции в ряде случаев имеют эпигенетическое происхождение, эти прослои
не всегда можно отождествлять с настоящей слоистостью.
3. Остатки фауны, кости позвоночных и раковины моллюсков.
Глава VI
ГРАНУЛОМЕТРИЯ
ЗАМЕЧАНИЯ О МЕТОДАХ ИЗУЧЕНИЯ
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКОГО СОСТАВА ЛЁССА
Прежде чем перейти к характеристике гранулометрического
состава лёсса, необходимо сделать некоторые замечания о методах его
гранулометрического анализа.
Для определения понятия о гранулометрическом составе породы не-
обходимо мысленно заменить реальные частицы породы шарообразны'
ми инертными частицами одинакового удельного веса таким образом,
чтобы некоторые свойства частицы могли бы при этом рассматриваться,
как отвечающие свойству частиц исследуемой породы. Тогда, имея дело
с этими фиктивными частицами, для характеристики их размеров мы
можем использовать понятие об их диаметрах.
Современные методы гранулометрического анализа основаны на про-
сеивании, отсеивании частиц разного диаметра струей воздуха, отмучи-
вании током воды или сливанием жидкости через определенные проме-
жутки времени, отборе пипеткой глубинных проб суспензии или замере
плотности суспензии через определенные промежутки времени и т. д.
В действительности частицы, составляющие лёсс, нешарообразны
(понятие о диаметре по отношению к ним иногда не имеет смысла).
Кроме того, частицы одинакового размера при вышеуказанных методах
сортировки ведут себя различно в зависимости от их удельного веса.
По этим причинам состав нашей фиктивной породы будет различаться
при определении его разными методами.
Большинство пород в естественном состоянии имеет определенную
структуру, обусловленную наличием связей между частицами. Перед ме-
ханическим анализом эти связи должны быть устранены (подготовка
образца), так как выше мы их не предусмотрели в нашей фиктивной
породе. В зависимости от методов этого устранения (растирание рези-
новой ступкой, кипячение, отмывка растворимых солей и т. д.) и от про-
должительности и интенсивности прилагаемых нами усилий грануло-
метрический состав породы будет различным.
Наконец, следует иметь в виду, что в процессе механического анали-
за при соприкосновении частиц породы с водой возникают коллоидаль-
ные и электрические явления, не предусмотренные нами в фиктивной
модели инертных частиц породы. Благодаря процессам склеивания мо-
жет происходить укрупнение частиц породы. Для устранения этого
явления применяют воздействие различных диспергаторов (чаще все-
го— аммиак). В зависимости от характера породы, а также от харак-
тера и количества диспергатора эффект влияния последнего будет раз-
личным. Из сказанного следует, что наши представления о гранулометри-
ческом составе лёсса будут весьма условными. Они по большей части не
дают достаточно полного понятия о действительном размере частиц
в породе в условиях ее естественного залегания. Это обстоятельство не
всегда учитывается исследователями лёсса. Анализы, приводимые раз-
103
личными авторами, часто являются несопоставимыми, и всякие выводы
на основе их сравнения должны делаться осторожно.
Механические анализы породы (в том числе суглинков и лёсса), про-
водимые различными методами, часто дают различные результаты
(Морозов, 1931). Ф. В. Котлов (1952) исследовал этот вопрос по анали-
зам суглинка. Количество фракции 0,01—0,05 мм в различных лабора-
ториях оценивалось числами от 35,8 до 52,1%. Еще большие расхожде-
ния были получены для фракции 0,005—0,01 мм (в пределах от 9,7
до 31,2%). Причину таких расхождений, по мнению Ф. В. Котлова, сле-
дует искать в методике и технике лабораторных испытаний. В: частности,
при анализе с помощью пипетки во всех лабораториях проба обрабаты-
валась аммиаком, но концентрация аммиака применялась различная.
Температура суспензии в трех лабораториях учитывалась, а в четырех —
не учитывалась. Известно также, что в зависимости от принятой шкалы
гидравлической крупности частиц (шкала диаметров частиц, имеющих
различную скорость падения в воде) результаты анализа получаются
различными.
Стремясь к простоте, точности анализа и малой затрате времени на
анализ, а также учитывая стоимость аппаратуры, А. М. Васильев при-
ходит к выводу, что для разделения зерен диаметром 0,01—0,25 мм
наиболее пригодно отмучивание сливанием жидкости, а для анализа
грунтов с диаметром частиц в основном < 0,05 мм практически целе-
сообразны пипеточный и ареометрцческий методы. При гранулометриче-
ском анализе лёсса можно рекомендовать пользоваться одним из двух
последних методов или комбинацией его с методами отмучивания сли-
ванием.
М. В. Кленова (1948) рекомендует осуществлять контроль механиче-
ского анализа при помощи микроскопа. Для исследования лёсса такой
метод применялся Я. Токарским.
Следует сказать несколько слов об изучении агрегатов в лёссе. Раз-
ные методы подготовки образца приводят к различной степени разру-
шения агрегатов (Васильев, 1949). При агрегатном анализе природная
структура породы не разрушается, и порода не подвергается механиче-
скому размельчению. В результате анализа получаются данные о коли-
честве агрегатов, а не элементарных частиц. При микроагрегатном
анализе (например, с применением аммиака в качестве пептизатора
и стабилизатора суспензии) происходит частичное расчленение мало
устойчивых агрегатов, устраняется склеивание частиц коллоидами и пр.
Наконец, при дисперсном (элементарном) анализе, в результате обра-
ботки породы кислотами и щелочами, агрегаты в большей своей части
распадаются.
Указанное разделение анализов по методу подготовки является
условным, так как частичное разрушение агрегатов имеет место и при
агрегатном анализе, а, с другой стороны, дисперсный анализ может
приводить не только к разрушению агрегатов, но и к частичному разрух
шению элементарных частиц. Таким образом, ни один из существующих
способов подготовки не приводит к получению удовлетворительной объ*
ективной картины агрегатного или элементарного состава породы.
И. И. Чеботарев (1939), изучавший засоленные лёссовые породы
Предкавказья, приводит результаты анализа лёссовых пород при раз-
личной продолжительности размачивания, взбалтывания и кипячения
грунта. Он приходит к выводу, что «получаемые в результате механиче-
ского анализа грунтов данные об их гранулометрическом составе пол-
ностью зависят от степени дисперсности, достигаемой тем или иным
методом подготовки грунта к анализу». Значение способа подготовки
образца к анализу хорошо показано также в работах Ф. П. Саваренско-
го, изучавшего лёссовидные образования Муганской степи (1931).
104
МИКРОАГРЕГАТНЫЙ
И АГРЕГАТНЫЙ СОСТАВ ЛЁССА
Микроагрегатный и агрегатный анализы показывают пре-
обладание в лёссе фракции диаметром 0,01—0,05 мм. Удобно называть
эту фракцию лёссовой. В литературе ее называют также крупнопылева-
той, алевритовой, или силтовой.
Термин «силтовая фракция» особенно распространен в США. У раз-
ных исследователей он имеет несколько различное значение (Батурин,
1947).
Одной из поразительных особенностей лёсса является однородность
его механического состава на огромных площадях. Лёсс Средней Азии
(Андрухин, 1937; Быстров, 1958; Воронов, 1938; Кригер, 1951а; Кригер,
Таблица 5
Количество лёссовых фракций в лёссовых породах
(по Кригеру, Емельяновой, 1953)
Местонахождение Количество Проб Математиче- ское ожида- ние, % Мода, % Медиана, % Дисперсия Среднее квад- ратичное от- клонение Коэффициент симметрии . Эксцесс Ех
Киргизский хребет ...... 215 42,6 42,4 42,3 173,5 13,2 +0,83 +0,54
Левобережье р. Ангрен . . - • 490 38,7 37,0 39,5 100,7 10,0 +1,39 +2,96-
Рудный Алтай 100 44,2 42,5 49,0. 156,7 12,5 +0,32 -0,66
Чаткальский хребет 81 41,6 36,5 39,4 152,1 12,3 +0,44 -0,34
Кара-Тау 134 41,2 36,0 40,5 185,6 13,6 +0,59 -0,53
Запорожье 221 39,1 36,0 38,6 72,8 8,5 +0,19 -0,87
Сводка данных по вышеуказан- ным районам 930 42,5 40,0 40,7 160,4 12,7 +0,46 +1,53
Таблица 6
Гранулометрический дисперсный состав лёссовых пород Восточной Аргентины
(по Теруджи; Teruggi, 1957)
Отложения
Местонахождение
Лоберия......................
Санта-Изабель ... . . . . . .
Мирамар...........
Арройо-Секо.............. .
Барранка-Лобос . ........
Кобо.............. ..... .
Ворогуе......................
Сан-Андрес...................
Ворогуе.................. .
Шападмалаль ..........
Энсенадензе ...........
» ........... .......
Процентное содержание фракций, jkjh
>0,5 I I сч о 0,125—0,25 0,062— —0,125 0,044— —0,062 О o' о 1 5-т 0,008— —0,016 0,004— —0,008 5Т £00*0— -юо'о <0,001
1,0 2,0 32,2 17,3 12,3 9,1 6,9 6,7 3,5 3,5 5,5
—- 0,5 43,3 35,7 6,2 0,6 0,6 0,2 3,8 5,5 3,6
— — 2,9 34,0 22,5 12,2 10,2 7,2 7,9 1,7 0,6 0,В
— — 1,0 48,6 24,1 7,1 2,7 1,6 0,3 3,1 5,0 6,5
—- — 0,2 41,1 19,6 8,1 5,5 3,3 2,8 4,9 6,6 7,9-
-— — 2,7 47,4 15,0 11,2 1,9 2,9 3,6 0,7 4,6 10,0
— . — 0,8 25,5 35,7 6,1 6,8 1,4 3,4 3,8 8,5 8,0
— — 0,5 42,3 8,9 12,5 4,8 0,6 0,6 5,0 7,7 11,1
9,9 2,0 1,1 16,3 24,5 10,1 11,1 3,9 2,1 5,3 8,6 5,1
— — — 16,8 29,1 10,3 10,7 3,2 1,8 6,2 7,9 14,0
— — — 23,5 12,5 11,3 29,7 2,5 6,5 0,5 0,5 13,0*
— —_ 35,9 12,5 15,5 10,5 8,3 5,5 2,5 + 2 8,1
105
Средний гранулометрический состав лёссовых пород
Рудного Алтая
Таблица 7
Местонахождение Количество оп- ределений Способ анализа ; Процентное содержание фракций, мм Средний диаметр (по Про- зоровичу), мм Средний , медиан- ! ный диа- метр, мм Коэффи- циент от- сортиро- ванности (по Трас- ку) Несиммет- ричность (по Трас- ку)
2—1 1-0,5 0,5—0,25 сГ irt (Э о J. o’ о f ю о о 0,01—0,005 1 <0,005
Окрестности Лениногорска , Г 256 МикроагрегатныЙ 0,01 0,37 0,35 0,80 10,61 51,34 15,66 20,86 0,031 0,0202 5,75 0,22
1115 Дисперсный 0,00 0,32 0,27 0,64 4,15 33,05 13,48 48,09 0,020 0,0057 15,0 0,005
Окрестности Зыряновска Окрестности Усть-Камено-' 59 МикроагрегатныЙ 0,00 0,25 0,27 0,81 12,48 47,75 15,39 23,05 0,030 0,0197 8,0 0,19
горска Количество агрегатов в лёс- совых породах окрестно- стей Лениногорска 43 111 » 0,00 0,00 0,32 0,33 ; 1,05 0,12 2,86 0,69 ' 8,67 6,26 55,87 20,41 12,20 1,40 19,03 0,00 0,036 0,0230 5,0 0,24
Москалев, Беккерман. 1961; Ломонович, 19536, в, 1955, 1955а; Мавля-
нов, 1953а, 1958; Трофимов, 1953), Украины (Кириченко, 1955; Крокос,
1927; Москвитин, 1933, 1950), Белоруссии (Макарочкин и др., 1959),
Западной Европы (Граман, 1932; Cailleux, 1954), бассейна Дуная
(Horusitzky, 1898; Pavai-Vajna, 1912; Krivan, 1955), Северной Америки
{Swineford and Frye, 1951), Китайской Народной Республики (Граман,
1932; Чжан Цзун-ху, 1959), Индии (Zeuner, 1953), Новой Зеландии
{Birrell, Packard, 1953) и до известной степени Аргентины (Stappenbeck,
Рис. 12. Гистограмма количества фракций 0,01—0,05 мм в лёссе и лёссовидных
суглинках
В скобках дано количество анализов, произведенных микроагрегатным способом
1926; Teruggi, 1957) имеет между собой много общего, что можно ви-
деть даже по данным, полученным различными методами анализов
(табл. 5, 6, 7). Этот факт был подчеркнут еще К. Кейльгаком (Keilhack,
1920). Его пытался оспаривать В. Поллак (Pollack, 1927), однако, как
разъяснил Ф. Мюнихсдорфер (Munichsdorfer, 1927), здесь имело место
недоразумение.
Во всех районах для лёсса характерно высокое содержание лёссовой
(0,01—т0,05 мм) фракции и ничтожное содержание фракции диаметром
> 0,25 мм. Количество глинистой фракции (< 0,005 мм) изменчиво.
Высокое содержание лёссовой фракции особенно заметно при агрегат-
ном и микроагрегатном анализах.
Гранулометрический состав лёссовых пород Средней Азии, Алтая
и Украины (Запорожья) был изучен методами математической стати-
стики (Кригер, Емельянова, 1953). Были использованы анализы, произве-
денные пипеточным методом с обработкой породы по микроагрегатному
и отчасти агрегатному способам. При этих исследованиях было выясне-
но (рис. 12, табл. 5), что распределение лёссовой фракции во всей серии
подвергшихся анализу образцов в каждом районе напоминает Нормаль-
ное распределение. Мода (наиболее часто встречающееся значение)
107
количества лёссовой фракции изменяется в пределах 36—42%, среднее
арифметическое количество лёссовой фракции в разных районах колеб-
лется в пределах 38,7—44,2%. .Можно предположить, что применение
более стандартизированных методов анализов позволило бы еще не-
сколько сузить пределы колебаний указанных величин и получить дан-
ные, еще более соответствующие нормальному распределению лёссовой
фракции.
Рис. 13. Гранулометрические кривые мощного делювиального лёсса из раз-
личных глубин. Шурф близ д. Орловка (Киргизский хребет)
Глубины отбора образцов 7 — 3 2 — 6 л; 5 — 7 м; 4 — 9 м; 5 — 10 л; $ — 13 лс;
7 — 17 jw; 8 — 18,5 м
При тех же исследованиях методами математической статистики было
установлено, что для лёссовых пород характерно количество глинистой
фракции (<0,005 лг.и) в пределах 5—30% и количество фракции
> 0,25 мм не более 5%.
Лёссовые породы Аргентины (табл. 6) по гранулометрическому со-
ставу несколько своеобразны. В них, наряду с обилием частиц 0,01 —
0,05 мм, в большом количестве встречается фракция 0,05—0,1 мм (Stap-
penbeck, 1926; Terruggi, 1957).
Во многих случаях наблюдается удивительное постоянство особен-
ностей гранулометрического' состава лёсса в вертикальном разрезе.
А. Н. Розанов (1951) справедливо отмечает, что установленные анали-
зами колебания в механическом составе лёсса «невелики и лежат боль-
шей частью в пределах аналитических погрешностей. Да и вообще труд-
но ожидать идеальной однородности у 10—40-метровых толщ, поскольку
108
ее не обнаруживают по профилю даже такие типичные эоловые отложе-
ния, как барханные и бугристые пески».
На рис. 13 даны кумулятивные кривые микроагрегатного грануло-
метрического состава образцов лёсса из одного шурфа на северном
склоне Киргизского хребта с различных горизонтов до глубины 18,5 м
(Кригер, 1951а). Можно видеть, что эти кривые образуют сжатый пучок,
свидетельствующий об однообразии гранулометрического состава изу-
ченных образцов лёсса. Число подобных примеров можно было бы уве-
личить. Однако в других случаях наблюдается слабая опесчаненность
некоторых горизонтов лёсса, а в лёссовидных породах даже наличие
прослоев щебня и галечников.
Чаще в лёссе встречаются слабые изменения (в вертикальном разре-
зе) количества глинистых и других фракций, связанные с наличием про-
слоев ископаемых почв. Эти последние различия не доступны для обна-
ружения визуальным способом и не меняют вывода об однородности
лёсса в вертикальном разрезе.
Своеобразный гранулометрический состав лёсса давно привлек вни-
мание исследователей. Для его объяснения были предложены гипотезы,
которые можно разделить на три группы. Первая группа объясняет оби-
лие лёссовой фракции в описываемых породах процессами сортировки
при переносе материала (например, при переносе пыли ветром). Сле-
дующая группа предполагает агрегацию (до определенного диаметра)
тонких глинистых частиц. В последние годы появилась гипотеза, пред-
полагавшая разрушение частиц до некоторого постоянного диаметра.
Имеются попытки и синтеза некоторых указанных гипотез.
ХАРАКТЕРИСТИКА АГРЕГАТОВ
В природных условиях большинство глинистых пород и почв
обладает более или менее сложной агрегатной микроструктурой (При-
клонский, 1949). Естественно, что и лёссовые породы, содержащие зна-
чительное количество глинистых и коллоидальных фракций и, кроме
того, подвергшиеся в период седиментации воздействию почвообразова-
тельных процессов, являются в той или иной степени агрегированными.
Некоторые исследователи (особенно Л. С. Берг и другие сторонники
почвенной теории происхождения лёсса) склонны придавать процессам
агрегации особенно* большое значение в создании гранулометрического
облика лёсса. И. А. Тютюнов (1960), отметивший значение морозных
явлений для образования агрегатов, полагает, что они возникли в ре-
зультате явлений коагуляции коллоидов в мерзлой зоне и составляют
главную массу пылеватых фракций лёссовидных северных рыхлых по-
род.
Размеры агрегатов в глинах и лёссе изменяются от немногих микро-
нов или даже долей микрона '(микроагрегаты) до крупных элементов,
легко различаемых невооруженным глазом (макроагрегаты). Обычно
мелкие агрегаты группируются в более крупные агрегаты высшего по-
рядка (вплоть до массивов, разделенных трещинами).
Микроагрегатность лёсса было предложено характеризовать различ-
ными численными показателями (Чеботарев, 1939; Ларионов, Приклон-
ский, Ананьев, 1959; Денисов, 1946).
Н. Я. Денисов (1946а) считает удобным выражать коэффициент во-
доустойчивости агрегатов А через содержание фракции > 0,01 мм после
трехминутного взбалтывания q\ и двенадцатичасового кипячения q2 по
формуле:
д — —
?2
109
По данным Н. Я. Денисова, величина А для лёссовых пород Пред-
кавказья изменяется от 0,06 до 0,85, причем для просадочных разностей
пород она намного ниже, чем для непросадочных. Н. Я. Кириченко
(1953, 1955) определил коэффициент водоустойчивости агрегатов в про-
садочных лёссовидных суглинках Закавказья в пределах 0,05—0,38,
в лёссовых породах Криворожья — в пределах 0,25—0,30.
А. К. Ларионов (1958, 1961) пытается классифицировать агрегаты по
степени их водоустойчивости. Он различает агрегаты неводоустойчивые
(разрушающиеся воздействием воды с механическим встряхиванием при
18—20° С) и водоустойчивые, среди которых, в свою очередь, выделяют-
ся водостойкие (разрушающиеся при кипячении в течение 0,5 часа),
водопрочные (разрушающиеся при замене в породе обменного кальция
на натрий) и высоководопрочные (сохраняющиеся при всех указанных
случаях воздействия). В зависимости от роли агрегатов в породе
А. К. Ларионов описывает три типа структур, различимых в полевых
условиях:
1. Зернистая структура, с количеством глины (< 0,005 мм) до 6—
7%, с неводоустойчивыми агрегатами. При нанесении двух капель воды
на монолит /образец с ненарушенной структурой) породы при неболь-
шом увеличении (X17) видно, что трещинки в породе почти не появ-
ляются.
2. Агрегатная структура. Содержание глины 11—13%, под микроско-
пом видно сплошное развитие агрегатов (много водостойких и водо-
прочных агрегатов). Две капли воды вызывают появление многочислен-
ных трещин.
3. Зернисто-агрегатная структура (переходная между двумя преды-
дущими типами).
Преимущественный размер агрегатов в. лёссе до известной степени,
освещается сравнением данных агрегатного (и микроагрегатного) ана-
лиза с данными дисперсного анализа (Розанов, 1951). Это сравнение'
показывает, что при дисперсном анализе происходит уменьшение коли-
чества крупных фракций и увеличение количества глинистых фракций
за счет распада агрегатов. На рис. 15 показано количество агрегатов
разного диаметра и количество глинистой фракции, участвующей в обра-
зовании агрегатов.
По исследованиям А. Н. Розанова (1951), сопоставлявшего резуль-
таты дисперсного и микроагрегатного анализов лёсса Средней Азии,
«от 20 до 40% массы лёссов состоит из прочных микроагрегатов, причем
подавляющая их часть (12—35%) падает на долю частиц 0,01—0,05 мм».
Однако имевшийся в распоряжении А. Н. Розанова материал относится
преимущественно к неглубоким подпочвенным горизонтам и еще не ха-
рактеризует всю толщу лёсса.
М. И. Ломонович (19536, 1953в) пришел к выводу, что в лёссе Заи-
лийского Алатау агрегаты образованы преимущественно частицами
<0,001 мм, в меньшей степени — частицами 0,005—0,001 мм. Коэффици-
ент структурности, по Фагелеру, показывающий процент частиц.
< 0,001 мм, участвующих в образовании микроагрегатов, чаще всего
лежит в пределах 45—70%, а в среднем составляет 55%, причем суще-
ственных различий в его величине для лёсса предгорий и равнины не
имеется. При агрегировании обычно образуются пылеватые микроагре'-
гаты размером 0,005—0,05 мм, реже —более крупные (0,05—0,25 мм).
Поэтому содержание пыли в лёссе является увеличенным за счет агре-
гатов и лежит в диапазоне 70—80%. В другой работе М. И. Ломонович
(1955) указывает, что количество агрегатов в лёссе в Заилийском Алатау
убывает к равнине в соответствии с уменьшением количества глинистой
фракции. Сравнивая лёсс Заилийского Алатау с лёссом других районов-
страны, М. И. Ломонович приходит к выводу, что коэффициент струк-
110
туриости по Фагелеру, составляет для лёсса Европейской части СССР'
до 10% (для брянского лёсса 50%), для лёсса Средней Азии и Южного
Казахстана — 80—85% и выше. Такое различие объясняется более сухи-
ми климатическими условиями формирования лёсса в этих районах, что
способствовало наибольшей устойчивости агрегатов.
И, И. Трофимов (1950, 1953) провел микроскопическое изучение агре-
гатов лёссовых пород Таджикистана. По его наблюдениям, лёссовые-
породы в ненарушенных образцах показывают высокую степень агреги-
рованности их структурных элементов. «Агрегаты представлены либо
глинисто-карбонатными комочками, состоящими из пылеватых обломоч-
ных зерен (иногда присутствует гипс), либо зернами с налетами гидро-
окиси железа или кальцита, кальцитовыми и гипсовыми трубочками,
корочками и кристаллами». Агрегаты в лёссовых породах И. И. Трофи-
мов подразделяет на следующие группы и виды:
1. Агрегаты, минералогически однородные (главным образом каль-
цитовые и гипсовые): а) инкрустации (секреции) по порам; б) налеты,
выцветы, корочки (морфологические разновидности секреций) на стен-
ках трещин и пустот; в) стяжения (конкреции).
2. Агрегаты, минералогически разнородные (конкреции): а) простые-
(обволакивание обломочных зерен каким-нибудь вторичным минера-
лом); размер от 0,005—0,01 мм в тонкозернистых и до 1 мм в псевдопес-
чаных разностях; б) сложные (цементирование первичных зерен или
простых агрегатов вторичными минералами, главным образом кальци-
том и глинисто-кальцитовым веществом); преобладающий размер
0,1—0,3мм.
И. И. Трофимов указывает, что «в рыхлых участках породы агрегаты
соединены между собой весьма непрочным цементом соприкосновения,
и благодаря этому такие участки имеют высокую пористость. Имеются^
поры и внутри сложных агрегатов второй группы, состоящих из простых
агрегатов этой же группы. Во вторично уплотненных участках пород
агрегаты соединены между собой по принципу наиболее плотной упа-
ковки. В первичноплотных породах (например, в озерно-аллювиальных
или в пролювиальных) агрегированность весьма слабая или совсем не
выражена. Таким образом, плотность, а следовательно, и устойчивость
лёссовых пород зависит от их текстуры. Необходимо иметь в виду, что
последняя весьма неоднородна и изменяется на небольших расстояниях
в пределах одного генетического типа, что связано со сменой микро-
фаций, весьма подвижных в пространстве и во времени» (Трофимов,
1950, стр. 260). По мнению И. И. Трофимова, «степень агрегированное™:
пород зависит от условия их накопления, от рода цементирующего мате-
риала, количества этого материала и от климатических условий их фор-
мирования. Почти неагрегированными являются пролювиальные породы,
накопление которых происходило с подавлением почвообразования; в пу-
стынной зоне юга Таджикской депрессии агрегированность пород более-
высокая, чем в северной части депрессии при том же составе вторичных
минералов: при сульфатном засолении агрегированность выше, чем при
карбонатном» (Трофимов, 1953, стр. 78).
Понятие об агрегатах у И. И. Трофимова отличается от понятия его
у других исследователей, рассматривающих агрегатное строение отдель-
ных гранулометрических фракций. Представления И. И. Трофимова
о разнообразии видов агрегатов, безусловно, являются правильными.
Однако в данной главе мы рассматриваем преимущественно агрегаты,,
являющиеся отдельными частицами, которые учитываются при грануло-
метрическом анализе. Они были названы (Кригер, 1962) гранулометри-
ческими агрегатами, и в их состав не включены крупные конкреционные
образования и корки. Следует отметить, что понятие о гранулометриче-
ских агрегатах, которым приписывается определенный диаметр, являет-
lit
ся до известной степени условным ввиду указанного выше фиктивного
характера гранулометрического состава, получаемого при гранулометри-
ческом анализе. Многие агрегаты являются лишь элементарными части-
цами с корочкой глинистого материала.
Ряд исследователей склоняется к отрицанию значительной роли гра-
нулометрических агрегатов в составе лёссовой фракции. Так, Р. Граман
Рис. 14. Гранулометрические кривые лёсса из окрестностей Алмалыка
(левобережье Ангрена)
1 — микроагрегатный состав! 2 — дисперсный состав. Глубины отбора образ-
цов I — 4 м (количество отмытых солей 6,14%); II — 4 м (количество отмытых
солей 4t6%): III — 6 м (количество отмытых солей] 5,72%); (V — 10 м (коли-
чество отмытых солей 5,18%); V — 12 м (количество отмытых солей 4,50%)
(1932), полемизируя с Р. Ганссеном. считал, что частицы 0,01—0,05 мм
в лёссе Германии являются элементарными и не состоят из агрегатов.
Б, Ф. Петров (19,37) пришел к выводу, что в лёссовых породах Бийской
степи фракции 0,01—0,05 и 0,05—0,25 мм не являются агрегатами. Тео-
рия агрегации, по мнению Б. Ф. Петрова (1953), не объясняет обилие
пылеватого материала в лёссе. Р. Рассел (Russel, 1944) считает, что
присутствие органических веществ в исходных для лёсса материалах,
а также наличие извести и гидроокислов железа в лёссе благоприятст-
вует образованию и сохранению агрегатов в этой породе. Однако, по
мнению Р. Рассела, силтовая фракция (0,01—0,05 л.н) в лёссе не со-
стоит из агрегатов. А. И. Москвитин (1946) утверждает, что «лёсс со-
стоит из минеральных неделимых, а не из агрегатов, которые встречают-
ся только в крупной его фракции и образуются за счет возникновения
зачаточных ортштейнов или скрепления мелких частиц известью».
А. Н. Соколовский (1943, 1943а) указывает, что вторичная пылева-
тость (агрегированность) свойственна лёссу не в большей степени, чем
другим породам. Он обращает внимание .на то, что в приводимых
И. П. Герасимовым и К. К. Марковым (1939, 1939а) данных полтавский
лёсс мало агрегирован по сравнению с аллювиальными лёссовидными
породами. Наконец, по мнению А. Н. Соколовского (по всей видимости —
112
справедливому), агрегированность лёссовых пород может возникать
в процессе проведения аналитических операций. Следует отметить, что
скептическое отношение к существованию агрегатов в лёссе было
А. Н, Соколовскому навеяно его спорными представлениями о ненасы-
щенности поглощающего комплекса лёсса кальцием.
По мнению Н. Я. Денисова, наблюдающееся в Восточном Предкав-
казье «при увеличении интенсивности подготовки лёссовых пород к ана-
лизу некоторое увеличение количества мелких частиц не противоречит
%
#г
20
Рис. 15. График средних значений агрегированности частиц
в лёссе
1 — Текели (Джунгарский Алатау), по 14 определениям; 2 — Ле-
ниногорск (Рудный Алтай), по 42 определениям; 3 — г. Зыряновск
(Рудный Алтай), по 5 определениям
^25
В
выводу о том, что частицы скелетной фракции не являются агрегатами.
Это увеличение отнюдь не является следствием разрушения агрегатов,
якобы составляющих основную часть скелета грунтов, и может быть
объяснено тем, что при подготовке к анализу происходит отделение кол-
лоидной пленки, обычно окружающей более крупные частицы» (Дени-
сов, 1946гстр. 140—141).
Тщательные исследования агрегатности лёссовых пород были прове-
дены С. С. Морозовым (1950). По данным этого исследователя, породы,
визуально удовлетворяющие признакам типичного лёсса (неслоистость,
пористость, карбонатность, однородный состав, способность обвали-
ваться вертикальными стенками), могут отличаться друг от друга со-
ставом и свойствами. В лёссовых породах пылеватые частицы в одних
случаях представляют микроагрегаты, в других — элементарные части-
цы. Также по мнению М. П. Лысенко (1957), «вопрос о характере пыле-
ватой фракции в лёссовых породах Европейской части СССР не имеет
общего решения. В одних районах преобладают первичнопылеватые
частицы, в других же районах существенное значение приобретают вто-
ричнопылеватые частицы». Более агрегированными являются лёссовые
породы, содержащие большее количество глинистых частиц.
В связи с подобными фактами В. А. Приклонский (1957) предлагает
различать истиннопылеватые и псевдопылеватые лёссовые породы. Агре-
гированные (псевдопылеватые) лёссовые породы часто развиты, напри-
мер, на юго-западе Европейской части СССР, породы, с элементарным
характером пылеватых фракций — в бассейне среднего течения Днепра.
8 Н. И. Кригер
113
Исследования автора в Рудном Алтае, Джунгарском Алатау, Тянь-
Шане и на Украине показали, что лёсс характеризуется той или иной
степенью агрегатности (Кригер, 1962). В большинстве случаев количест-
во агрегатов невелико и мало влияет на общий гранулометрический
облик породы. Примером является мощный лёсс в окрестностях Алма-
лыка (рис. 14). Более агрегирован лёсс Рудного Алтая (рис. 15, 16), где
Рис. 16. Дифференциальная гранулограмма лёссовых пород из окрест-
ностей г. Лениногорска (Рудный Алтай)
1 — '50 определений микроагрегатного состава; 2—50 определений дисперс-
ного состава
общее количество агрегатов в среднем составляет выше 28%, а в отдель-
ных случаях наблюдаются типичные ложнопылеватые породы. Однако
в большинстве случаев и в Рудном Алтае истинная пылеватость лёссо-
вых пород довольно значительна, и количество фракций 0,01—0,05 мм
в среднем достигает 33% (табл. 7). Истиннопылеватые лёссовые породы
являются более распространенными, чем ложнопылеватые, хотя агре-
гатность лёссовых пород в большинстве случаев вносит заметные изме-
нения в состав породы.
В некоторых случаях количество агрегированных частиц является
совершенно ничтожным. В этом отношении показательны результаты
исследования лёссовидного суглинка из окрестностей Чандигарха (Ин-
дия), любезно доставленные мне моим коллегой инж. С. И. Серебрянико-
вым (табл. 8, 9). Валовой состав этого суглинка по отдельным компонен-
там следующий (проценты): SiO2—60,54; Fe2O3—4,14; А12О3—15,96;
Таблица 8
Гранулометрический состав лёссовидного суглинка из окрестностей Чандигарха
по дороге на Бхакра-Нангал
(севернее г. Дели)
114
Таблица 9
Состав водной вытяжки лёссовидного суглинка из окрестностей Чандигарха по дороге
на Бхакра-Нангал
(севернее г. Дели)
Форма Са Mg К + Na НС13 С1 so4 pH
Ионная Милл.-эквивалентная . . 0,0060 0,30 0,0010 0,08 0,0099 0,43 0,0346 0,65 0,0053 0,09 0,0033 0,07 7,9
TiO2—0,03; Р2О5—0,08; МпО—0,02; СаО—3,43; MgO—1,92; Na2O +
+ К2О — 2,47, п. п. п.— 4,81, вода гигроскопическая—1,18.
Представляет интерес, что обычно наибольшее количество агрегатов
встречается во фракции 0,01—0,05 мм. Агрегаты диаметром < 0,005 мм
и > 0,25 мм наблюдаются относительно редко. Причина этого явления
остается неизученной.
Следует отметить хорошо наблюдаемую зависимость количества агре-
гированного глинистого материала (по данным сравнения микроагре-
гатного и дисперсного анализов) от количества глинистой фракции
в дисперсном составе лёсса (рис. 17). Количество агрегированной глины
ГлинислчЬ/е частицЬ/ (дисперс-
ной анализ)
Рис. 17. График зависимости количества
агрегированных частиц от количества глинистой
фракции в лёссе района г. Лениногорска
-J—1—I ।____1_1—j__।__1
Z 4 5 8 10 12 74 1S 18
% атмЬ/тОя салей
Рис. 18. График зависимости количества
агрегированных частиц от количества
солей, отмытых НС1 в лёссе района
г. Лениногорска
не зависит от количества известковистых соединений, определяемых
отмывом НС1 (рис. 18). Это показывает (Кригер, 1962), что не следует
образование гранулометрических агрегатов связывать с цементацией
частиц известковистыми соединениями. За последнее время все более
выясняется (Озерецковский, Шаров, 1959; Попов, Танкаева, 1961; Тан-
каева, 1964), что структурные связи в лёссе образованы не растворимыми
солями, а носят коллоидальный характер и связаны с глинистыми обо-
лочками частиц. Однако следует отметить, что причины, определяющие
структурные связи в породе (т. е. связи между частицами) не всегда
тождественны причинам, которые обусловливают наличие грануло-
метрических агрегатов. Сейчас важно лишь отметить, что зависимость
количества агрегатов от количества глинистой фракции объясняет при-
чину повышенного количества агрегатов в ископаемых почвах, имеющих
несколько более глинистый состав, чем вмещающий лёсс. По этой при-
чине происходит другое важное явление: выравнивание микроагрегат-
Ч?
8*
ного гранулометрического состава лёссовых толщ (Кригер, 1960). При
микростратиграфических исследованиях гранулометрии лёсса ископае-
мые почвы лучше устанавливаются дисперсным анализом, чем микро-
агрегатным (рис. 19).
Резюмируя все сказанное об агрегатном строении лёсса и других
лёссовых пород, следует заключить, что наличие глинистой фракции
в этих породах приводит к некоторой их агрегированное™. Однако эту
агрегированность следует переоценивать, так как дисперсные анализы
птпти ир Sk
Рис. 19. Колонка шурфа № 12 близ г. Лениногорскг!
а — фракция < 0,005 леи, микроагрегатный метод; 6 — фракция < 0,005 м, дисперсный
метод; в — количество частиц < 0,005 мм, участвующих в образовании агрегатов; г — коли-
чество частиц < 0,001 мм, участвующих в образовании агрегатов; 1 — растительный слой;
2 — лёсс; 3 — погребенная почва; 4 — лёссовидный суглинок; 5 — галечник
по большей части также показывают основную особенность грануломет^
рического состава лёсса-—обилие фракции 0,01—0,05 мм. Различные
лёссовые породы в разной мере агрегированы. Теория агрегации недо-
статочна для объяснения состава лёссовых пород, хотя процессы агрега-
ции иногда имеют влияние на формирование -окончательного облика этих
пород.
И. И. Трофимов (1953), констатировавший под микроскопом обилие
видов и разнообразие размеров агрегатов в лёссе, пришел в общем
к справедливому выводу, что «изученные агрегаты являются образова-
ниями, обычными для континентальных засушливых областей, не имею-
щими ничего общего с абстрактными агрегатами Л. С. Берга». Утверж-
дение Л. С. Берга об агрегатном составе фракции 0,01—0,05 мм Р. Рас-
сел (Russel, 1944) справедливо назвал постулатом, т. е. положением,
принятым без необходимого обоснования.
116
Однако И. И. Трофимов и Р. Рассел, по-видимому, ошибочно отри*
цают наличие некоторого количества гранулометрических агрегатов,
диаметром 0,01—0,05 мм. Эти фракции все же слабо изучены. До сих
пор еще нет микроскопического подтверждения положения (выявляемого
гранулометрическими анализами), что реальные агрегаты являются наи-
более многочисленными среди фракции 0,01—0,05 мм.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ АГРЕГАТОВ
Касаясь вопроса о происхождении гранулометрических агре-
гатов в лёссе, следует считать возможным, что они образуются как в про-
цессе отложения породы, так и позже в результате диагенеза и гиперге-
неза. Эти явления до сих пор слабо изучены.
По словам И. И. Трофимова, в Таджикистане «пыль, выносимая вет-
ром из песчаных пустынь и их гор, представлена осколочными зернами
минералов» (1953, стр. 76).
При образовании некоторых водных лёссовидных пород весьма веро-
ятно образование агрегатов в процессе выпадения осадка в результате
свертывания коллоидов и склеивания тонкодисперсных частиц. Наличие
в воде ионов кальция и магния может способствовать коагуляции, на-
личие Na в обменном комплексе отлагаемых частиц будет препятство-
вать этому процессу.
Большую роль в формировании взглядов на происхождение агрега-
тов в лёссе играли работы К. К. Гедройца (1932). По К. К. Гедройцу,
степень агрегированности глинистых пород зависит от состава поглоща-
ющего комплекса. К. К- Гедройц показал, что наличие в поглощающем
комплексе катионов двухвалентных (Са, Mg) и особенно трехвалентных
(Al, Fe) элементов вызывает агрегированность глинистых пород и обра-
зование суглинков и супесей. Напротив, катионы одновалентных элемен-
тов (Na, К) обусловливают диспергирование пород. Меняя состав
обменного комплекса пород, можно вызывать пептизацию или свертыва-
ние коллоидов и, соответственно, диспергирование или агрегирование
пород.
Л. С. Берг (1947), указывая на известковистость почв в сухом степном
и пустынном климате, приходит к выводу, что в этом климате, в соот-
ветствии со взглядами К. К. Гедройца и Р. Ганссена, будет происходить
укрупнение частиц. Это укрупнение может происходить, как за счет
образования агрегатов, так и за счет увеличения диаметра частиц при
обрастании их известковистыми оболочками. Близкие взгляды высказы-
вают И. П. Герасимов и К- К. Марков (1939; 1939а).
Другие исследователи очень скептически относятся к возможности
применения агрегатной гипотезы К. К. Гедройца для объяснения соста-
ва лёсса.
По мнению Н. Я. Денисова (1944), учение К- К« Гедройца имеет
к лёссу не большее отношение, чем к другим глинистым породам, в ко-
торых также наблюдается некоторое количество агрегатов. Н. Я. Дени-
сов (1953) ссылается и на опыты И. Н. Антипова-Каратаева, показав-
шего, что агрегация глинистых частиц под влиянием ионов Са может
происходить лишь при условии, если эти частицы не соединены между
собой и находятся в состоянии суспензии. Между тем лёсс не промачи-
вается на большую глубину, о чем свидетельствует сохранение его про-
садочных свойств. Следует отметить, однако, что последний довод не
может являться убедительным в свете работ -самого Н. Я. Денисова:
агрегация могла иметь место по мере седиментации при ничтожной
нагрузке вышележащих пород, что не могло привести к значительному
уплотнению отложений.
117
Интересное объяснение происхождения агрегатов в лёссе дал
Р. Ганссен (Ganssen. 1922, 19226). Он различает три типа выветривания
пород: 1) глинистое в холодной и умеренной зонах; 2) гидратное —
в аридной и семиаридной зонах и 3) латеритное — в жаркой гумидной
и семиаридной зонах. Лёсс, по мнению Р. Ганссена, образуется при гид-
ратном выветривании. Процесс лёссообразования состоит в гидратации
богатых SiOs глиноземных силикатов и в одевании частичек карбонатом
кальция, что приводит к увеличению диаметра частиц до 0,01—0,05 мм.
Почти полная гидратация глиноземных силикатов объясняет равномер-
ный состав лёсса с обилием кварца и извести. В ископаемых лёссах, при
разрушении агрегатов (0,01—0,05 лш) структура и цвет породы меня-
ются, и в образующихся породах очень трудно разглядеть их первона-
чальную лёссовую природу. Таким образом, Р. Ганссен считал возмож-
ным разгадать указанные Кейльгаком загадки лёсса (преобладание
частиц 0,01—0,05 мм, совместное присутствие устойчивого кварца и
растворимой углекислой извести, отсутствие лёсса в древних образова-
ниях). Р. Ганссен воздействовал на каолин раствором щелочных сили-
катов и обнаружил при этом образование цеолита (водного щелочного
алюмосиликата) и хорошо выраженный процесс образования грануло-
метрических агрегатов.
Л. С. Берг (1947) придает опытам Р. Ганссена большое значение. Он
обращает внимание, что, например, слюды легко обменивают часть
своего калия на другие катионы. А. С. Берг считает возможным взаимо-
действие глинистых минералов с щелочными силикатами, т. е. допускает
реакцию Р. Ганссена, приводящую к агрегации частиц.
Указанные работы Р. Ганссена нашли себе как сторонников, так
и противников.
Одним из первых критиков был Р. Граман (1922), который недоуме-
вает, почему при агрегации по Р. Ганссену зерна достигают диаметра
0,01—0,05 мм и не вырастают больше. На этот вопрос в настоящее вре-
мя, по-видимому, действительно было бы трудно ответить, хотя он не
является для геолога острым, поскольку имеется эмпирический мате-
риал, показывающий возможность процесса образования именно частиц
0,01—0,05 мм за счет коагуляции.
С. С. Неуструев (1925) считает важной попытку Р. Ганссена решить
проблему лёссообразования на основе идей почвоведения. Однако он
указывает, что примененный Р. Ганссеном метод исследования состава
силикатов (солянокислая и сернокислая вытяжка) не достигает цели
(кислоты растворяют не только продукты выветривания, но и полевой
шпат), в составе лёссов преобладают кремнекислота и углекислый каль-
ций -(а не «цеолитные» минералы), классификация типов выветривания
алюмосиликатов Р. Ганссена требует проверки.
По мнению А. А. Роде (1942), облёссовывание — это обычное сиаллит-
ное выветривание. Р. Ганссен не учитывает всегда имеющуюся выветре-
лость исходного для лёсса материала, что не позволяет принять его
гипотезу.
А, Н. Соколовский (1943), полемизируя с Л. С. Бергом, считает, что
использование результатов опытов К. К. Гедройца и Р. Ганссена
(кстати, по мнению А. Н. Соколовского, не имеющих между собой ничего
общего) для объяснения гранулометрического состава лёсса является
неправильным.
Н. Я. Денисов (1946), критикуя мнение Л. С. Берга о происхождении
агрегатов при воздействии на породу двухвалентных катионов (в ре-
зультате замещений ими одновалентных катионов), указывает, что као-
лин, использованный в опытах Р. Ганссена (на которые ссылается
Л. С. Берг), обладает малой способностью к обменным реакциям, а обра-
ботка его растворами щелочных силикатов не может отождествляться
МВ
с воздействием водных растворов с ионами Са и Mg. В другой работе
Н. Я. Денисов (1953) указывает, что опыты Ганссена (как и опыты
К. К. Гедройца) не отображают характера природных процессов пре-
образования пылеватых осадков в лёсс. Н. Я. Денисов (1944) заклю-
чает, что опыты Р. Ганссена не имеют отношения к вопросу о лёссообра-
зовании. Такое же мнение было высказано Б. Ф. Петровым (1937).
Говоря о критике теории агрегатного строения лёсса, следует учесть,
что обычно противники ее рассматривают гипотетические агрегаты, це-
ментированные углекислой известью. Между тем в теории Л. С. Берга
учитываются и более прочные агрегаты, связанные с выделением кол-
лоидного кремнезема (Берг, 1948). Коагуляция коллоидного кремнезе-
ма, по-видимому, играет известную роль в образовании агрегатов
в глинистых породах (Седлецкий, 1938; Пономарев, Седлецкий, 1940).
Л. С. Берг указывает, что «частицы кварца могут увеличиваться в раз-
мерах путем отложения кварца на гранях, причем оптическая ориенти-
ровка нарастающего вторичного кварца тождественна с оптической
ориентировкой кварца, образующего ядро, и новая кварцевая частица
получает кристаллографическое очертание». Ниже будет показано, что
миграция SiO2 имеет .место в процессе образования известковых кон-
креций в лёссовых породах. Нельзя, однако, не признать, что изучен-
ность миграции SiO2 в лёссовых породах совершенно недостаточна, что-
бы можно было с уверенностью сказать что-либо о значении этого про-
цесса в образовании микроагрегатов лёссовой фракции. Однако нет
никаких данных, говорящих о большом количестве микроагрегатов этого
типа. Более того, слабое развитие процессов миграции углекислой изве-
сти в лёссовых породах не позволяет говорить о сколько-нибудь значи-
тельной роли процессов миграции кремнекислоты. Наконец, надо учи-
тывать характер поверхности и форму зерен, свидетельствующих об их
обработке денудационными процессами и неизмененное™ последующим
эпигенезом.
Резюмируя все сказанное о происхождении гранулометрических агре-
гатов, следует признать разработку данного вопроса недостаточной.
Опыты К. К. Гедройца являются важным достижением в решении этого
вопроса, так как показывают, что наличие в поглощенном комплексе
глинистой породы катионов Са и Mg приводит к образованию агрегатов.
Опыты Р. Ганссена имеют совсем другой характер. Условия этих опытов
далеко отстоят от условий жизни лёссовых пород в природе. Но и гра-
ницы применимости опытов К. К. Гедройца еще не являются ясными.
Причина образования агрегатов с преимущественным диаметром 0,01 —
0,05 мм неясна.
Следует особо отметить, что было бы большой ошибкой искать ре-
шение вопроса о происхождении агрегатов чисто лабораторным путем,
отрываясь от процессов, воздействующих на породу в природных усло-
виях. Между тем агрегированность лёссовых пород в различных геомор-
фологических условиях и на разных стратиграфических горизонтах толь-
ко сейчас становится предметом изучения.
ОСНОВНЫЕ СПОСОБЫ ОБРАЗОВАНИЯ
ЭЛЕМЕНТАРНЫХ ЧАСТИЦ 0,01-0,05 ММ
Из вышеизложенного ясно, что важной особенностью лёсса
является обилие элементарных частиц лёссовой фракции (0,01—0,05 мм).
В частности, гранулометрические анализы лёсса, опубликованные за по-
следние годы в западноевропейской и американской печати, в большин-
стве случаев получены дисперсным методом и характеризуют элемен-
тарный состав.
119
Важной составной частью проблемы лёсса является вопрос о проис-
хождении элементарных частиц лёссовой фракции, независимо от нали-
чия агрегатов того же размера.
Ф. Цейнер (1963) указывает на две причины образования элемен-
тарных частиц диаметром 0,01—0,05 мм. Район образования пыли
(аридный или нивальный) имел сухой климат, при котором химическое
выветривание уступало место механическому (инсоляции или морозно-
му выветриванию). Процесс механического разрушения, по мнению
Ф. Цейнера, мог продолжаться до тех пор, пока диаметр частиц, нако-
нец, доходили до столь малых размеров, что движение частиц, вызванное
температурными колебаниями, компенсировалось упругостью материала.
Для большинства пород этот предел предполагается Ф. Цейнером в ин-
тервале между десятой и сотой долями миллиметра. Однако пока не
было поставлено исследований, доказывающих возможность такого явле-
ния. Вторая причина однообразия состава лёсса состоит, по мнению
Ф. Цейнера, в том, что частицы 0,01—0,1 мм достаточно тонки и хорошо
переносятся умеренными ветрами.
Ряд других исследователей также считает, что эоловым путем пере-
носятся преимущественно частицы 0,01—0,05 мм.
По мнению В. Рёпке (Ropke, 1928), преобладание в лёссе зерен
0,01—0,05 мм связано с тем, что эти зерна более не окатываются корро-
зией при ветровом и водном переносе, о чем свидетельствуют их более
или менее острые углы.
Представляет интерес, что микрофотографии переносимых ветром
частиц снега, полученные Буженом на Земле Адели (CaHleux, 1957),
также показывают истирание частиц до размера определенного диамет-
ра. Как известно, мелкие частицы снега и льда обладают высокой
прочностью, сравнимой с прочностью силикатов (Хрущов, Беркович,
I960). Наибольший указанный А. Кайе размер крупных частиц снега
составляет 0,25 мм, что соответствует размеру частиц нивально-эоловых
песков в четвертичных отложениях Европы. Частицы снега имели высо-
кую степень округленности, хотя таяние их в большинстве случаев
исключалось ввиду малого промежутка времени между улавливанием
частиц и их фотографированием. Отмечено, что зерна, более крупные
и претерпевшие более длительный перенос ветром, сильно изменены.
Средний диаметр частиц составляет 0,1—0,15 мм. Округленность зерен
подтверждает, что указанный размер частиц достигается их износом в ре-
зультате ударов при переносе их ветром.
Классификацию процессов, ведущих к накоплению элементарных
частиц 0,01—0,05 мм, дал С. С. Морозов* (1951). Он отметил роль про-
цессов подзолообразования, осолодения, осолонцевания, выщелачивания
известняков, а также сортировки при переотложении ветром и водой.
В классификации Морозова оказалась не учтенной роль морозного вы-
ветривания в накоплении этих частиц, изученная А. Дюккером (Diicker,
1937).
Главнейшее значение имеют температурные колебания и периоди-
ческое замерзание воды.
По мнению И. И. Трофимова (1953), слои пленочной воды вокруг
зерен породы предохраняют их от морозного выветривания и вообще от
влияния температурных колебаний. По этой причине физическое вывет-
ривание, в условиях отсутствия химического выветривания, приводит
к накоплению лёссовой фракции и не способствует образованию глини-
стых частиц.
И. И. Трофимов произвел интересные микроскопические наблюдения
над процессами выветривания лёссовых пород в Средней Азии. Даже
зерна такого устойчивого минерала, как кварц, подвергаются дальней-,
шему измельчению. «Разрушению подвергаются как песчаные зерна, так
120
и зерна крупной пыли; расчленения по трещинам в зернах мелкой пыли
не наблюдалось. Местами образовавшиеся осколки сохраняют оптиче-
скую ориентировку основного зерна, от которого они отделились, поэто-
му можно говорить о выветривании зерен после их отложения, когда
они находились еще на поверхности или на весьма небольшой глубине.
Такие зерна указывают, следовательно, на резко континентальный климат
в период отложения лёсса и лёссовидных пород. Другие минералы, осо-
бенно те, которые имеют совершенные плоскости спайности (полевые
шпаты, амфиболы, пироксены), выветриваются гораздо интенсивнее
кварца, давая большие массы алевритового материала». По данным
И. И. Трофимова, в пустынях и горах, где отсутствует почвенный по-
кров, подобные процессы идут с большей интенсивностью, чем в лёссо-
вых областях. И. И. Трофимов считает, что в условиях современного
климата Средней Азии «породы подвергаются физическому разложению
до известного предела величины дисперсности частиц и что этот предел
для большинства породообразующих минералов лежит где-то в начале
глинистой фракции». И. И. Трофимов рассматривает алевритовые пес-
чаные породы как показатели аридного климата.
Подводя итоги вышесказанному о роли физического выветривания
в образовании лёссовой фракции (0,01—0,05 мм), следует заключить,
что по этому вопросу до сих пор много догадок и еще далеко недоста-
точно точно проверенных фактических данных. Однако несомненно, что
в аридных (холодных и теплых) климатических условиях, при слабом
развитии химического выветривания, процессы физического выветрива-
ния приводят к дроблению песчаных фракций и образованию пылеватых
частиц. Едва ли есть сомнения в протекании подобного процесса в усло-
виях морозного выветривания при перигляциальном климате. Физиче-
ское выветривание и накопление в породе лёссовой фракции еще нельзя
рассматривать как непосредственный процесс лёссообразования.
ДРУГИЕ ПРИЧИНЫ ОБРАЗОВАНИЯ
ЭЛЕМЕНТАРНЫХ ЧАСТИЦ 0,01-0,05 ММ
Почвообразование в умеренной зоне, как указывалось выше,
также способно приводить к образованию и накоплению лёссовой
(0,01—0,05 мм) фракции.
В результате процессов подзолообразования в подгоризонтах Ai и Аг
наблюдается (за счет разрушения и выноса более тонких частиц из,
поверхностной толщи почв) заметное увеличение содержания частиц
0,01—0,05 мм по сравнению с материнской породой. Мощность подзоли-
стого подгоризонта в таежной зоне достигает 40 см, а близ Москвы
иногда даже 120 см (Морозов, 1951).
Накопление кварцевых частиц диаметром 0,01—0,05 мм происходит
также в результате процессов осолодения и солонцевания.
При выветривании известняков и мергелей иногда возникают поро-
ды, почти не отличимые от лёсса, с которым они сходны и по химиче-
скому составу. При выветривании и выщелачивании известковистых до-
ломитов и доломитизированных известняков образуется доломитовая
мука, часто обогащенная частицами 0,01—0,05 мм (Морозов, 1951;
Родионов, 1949).
Все перечисленные процессы сами по себе недостаточны для значи-
тельного скопления фракции 0,01—0,05 мм, наблюдаемого в лёссовых
породах. Эти процессы могут иметь значение для лёссообразования
лишь при наличии факторов, способствующих дальнейшей сортировке
и аккумуляции частиц. Такими факторами являются ветер и вода.
В частности, известны случаи переноса реками осадков, содержащих
121
большое количество частиц диаметром 0,01—0,05 мм, В качестве при-
мера следует указать на взвешенные наносы рек Средней Азии, напри-
мер, Сыр-Дарьи (Страхов и др., 1954; Шульц, 1949), а также рек Хуан-
хэ, Миссисипи и Куры (Батурин, 1947). Едва ли можно сомневаться
в том, что такой гранулометрический состав наносов в этих случаях
обычно связан с размыванием реками лёсса. Отлагающийся при этом
аллювий менее однороден, чем размываемый лёсс. Впрочем, в некото-
рых случаях в аридных районах этот аллювий по своим литологическим
признакам стоит довольно близко к типичному лёссу.
По-видимому, можно утверждать, что в результате сортировки мате-
риала текучей водой не образуются мощные однородные толщи мелко-
зема с преобладанием в его составе лёссовой фракции, т. е. не образует-
ся типичный лёсс в значительных количествах. Аллювиальные отложения
характеризуются слоистостью, определяемой различием гранулометри-
ческого состава материала, содержат прослои песчаного и гравийно-
галечникового материала.
При переотложении лёссовых пород значительная часть грануло-
метрических агрегатов сохраняется. Например известно, что при разра-
ботке лёссовых пород методом гидромеханизации не наблюдалось рас-
падения агрегатов (Кузьминов, 1951).
Таким образом, не исключена возможность участия речных потоков
в обогащении породы фракцией. 0,01—0,05 мм. По мнению Р. Грамана
(1932), двухвершинные дифференциальные гранулограммы лёссовых
пород с максимумом в интервале 0,01—0,05 мм и другим максимумом
в интервале частиц большего диаметра могут свидетельствовать об уча-
стии двух геологических факторов (например, ветер и вода) в сорти-
ровке отложений. Однако -следует указать, что двухвершинные грану-
лограммы не являются, вообще говоря, характерными для лёсса и иног-
да могут зависеть от метода гранулометрического анализа.
ЗАВИСИМОСТЬ ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКОГО СОСТАВА ЛЕССА
ОТ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ СРЕДЫ
Хотя гранулометрический состав лёсса является визуально
однородным, все же специальные исследования обнаруживают законо-
мерные изменения этого состава в зависимости от условий залегания,
способа отложения и удаления от источника происхождения лёссового
материала.
Для сравнения лёсса различных мест можно использовать различ-
ные показатели гранулометрического состава. В США для этой цели
обычно используется медианный диаметр (диаметр фракции, отвечаю-
щей 50% количества фракций на кумулятивной кривой). Э. Шенхальс
(Schonhals, 1955) предлагает ввести особый показатель гранулометри-
ческого состава (Kennzahl), пропорциональный площади на грануломет-
рической диаграмме, ограниченной кумулятивной кривой и осью абсцис.
Более тонкозернистая порода будет характеризоваться большими зна-
чениями показателя гранулометрического состава. Менее наглядным, но
более чувствительным способом сравнения пород является метод сравне-
ния количества различных фракций.
В Европейской части СССР наблюдается широтная зональность гра-
нулометрического состава лёссовых пород. По данным ряда исследова-
телей, на юге породы более глинисты, чем в средней полосе, о чем
уже упоминалось в обзоре истории проблемы лёсса. По мнению
М. П. Лысенко, степень агрегированное™ лёссовых пород также уве-
личивается в южном направлении.
Очень характерным является увеличение тонкозернистости лёссовых
пород по мере удаления от речных долин. Такое явление наиболее под-
122
робно изучено в США. На этих исследованиях необходимо остановиться
особо (см. также Кригер Н., Кригер К-, 1960).
Г. Смит и Г. Фрезер (Smith, Fraser, 1935), М. Лейтон и Г. Уиллмен
(Leighton, Willmen, 1950) отмечали, что в бассейне р. Миссисипи (штат
Иллинойс) по мере удаления от реки в лёссе происходит уменьшение
количества фракции 0,03—0,05 мм и увеличение тонкозернистой фракции
(0,01—0,02 мм). Иными словами, лёсс, сохраняя обилие лёссовой фрак-
ции, становится более мелкозернистым. В штате Канзас по мере удале-
ния от р. Миссури в лёссе также констатировано уменьшение количества
песчаной и возрастание количества глинистой фракции (Hanna, Bidwell,
1955). Очень интересные данные по штату Канзас приводят Ада Свайн-
форд и Дж. Фрай (Swineford, Frye, 1951). На составленной ими карте
частей штатов Канзас и Небраска с показанием значений медианного
диаметра лёсса видно, что он уменьшается в южном и юго-восточном
направлениях. Однако на востоке медианный диаметр (и мощность
лёсса) вновь увеличивается вблизи р. Миссури. А. Свайнфорд и
Дж. Фрай полагают, что источником эолового лёссового материала на
рассматриваемой территории является долина р. Платт, однако долины
других рек (Арканзас, Миссури, Рипабликан) также доставляли мате-
риал, благодаря чему вблизи их наблюдается локальное увеличение ме-
дианного диаметра лёсса.
Американские исследователи идут так далеко, что считают возмож-
ным искать точную математическую закономерность, управляющую
убыванием медианного диаметра по мере удаления от источника лёссо-
вого материала. В частности, А. Свайнфорд и Дж, Фрай приходят
к выводу, что логарифм диаметра частиц находится в прямолинейной
зависимости от расстояния до р. Платт.
Р. Руэ (Ruhe, 1954), изучая лёсс в штате Айова, пришел к выводу,
что представление об уменьшении диаметра частиц лёсса по экспонен-
циальному закону по мере удаления от долин крупных рек справедливо
лишь по отношению к образцам, отобранным на вершинах водоразде-
лов I и II порядков. Критикуя работы своих предшественников, Р. Руэ
обращает внимание на недостаток количества точек, из которых отби-
рались пробы лёсса для исследования. Р. Руэ выделил водоразделы I,
II и III порядка (между долинами наиболее крупными, менее значитель-
ными и незначительными). Общая закономерность состоит в уменьше-
нии мощности, медианного диаметра частиц и количества лёссовой
фракции водораздельного лёсса по мере удаления от р. Миссури в во-
сточном направлении. Для зависимости медианного диаметра частиц
от расстояния получен коэффициент корреляции 0,79. Наряду с этим,
констатировано, что по краям водоразделов мощность лёсса и медиан-
ный диаметр частиц уменьшаются, а отсортированность частиц улуч-
шается как в западном, так и в восточном направлениях.
Следует признать, что указанные работы американских исследовате-
лей представляют большой интерес. Наряду с этим, необходимо сделать
замечание о необходимости проявления большой осторожности в прове-
дении подобной работы.
Достаточно точные данные, очевидно, требуют уверенности в том, что
все анализируемые образцы принадлежат настоящему лёссу (а не лёссо-
видным породам).
За последнее время закономерности изучения гранулометрического
состава лёсса, обнаруженные американскими исследователями, изучены
также на территории Болгарии (Минков, 1963а).
Исследователи Средней Азии (Кригер, 1951а; Ломонович, 1951, 1955;
Розанов, 1951, 1952; Теребинский, 1953) показали, что гранулометриче-
ский состав лёсса меняется вверх по склону гор. М. И. Ломонович (1951)
называет это явление «зональностью в составе лёсса».
123
По исследованиям В. Г. Теребинского (1953) в Джунгарском Алатау,,
МикроагрегатныЙ гранулометрический состав лёсса, определенный по
методу Робинзона, показывает увеличение количества глинистой фрак-
ции (< 0,005 мм) с увеличением абсолютной высоты местности (рис. 20).
На высотах до 1000 м количество глинистой фракции составляет 15—
18%, а на высотах 1700—2300 м — увеличивается до 25—30%.
В Заилийском Алатау М. И. Ломонович наблюдал изменение дис-
персного гранулометрического состава лёсса в зависимости от высоты
залегания. Количество глинистых фракций (< 0,005 мм) в пределах
предгорных ступеней в среднем равно 31—33%, на предгорной равнине
оно уменьшается до 25%, в расположенном далее на север хребте Ма-
лайсары-—до 15%. Противоположные изменения происходят в количе-
стве песчаных фракций (>0,05 мм), которые в пределах предгорных
Процентное содержание фракций
Рис., 20. График среднего содержания частиц в лёссе Джунгарского
Алатау в зависимости от абсолютной высоты (по В. Г. Теребинскому)
ступеней составляют 3—4%, на предгорной равнине 9—10%, в пределах
хр. Малайсары— 30%. М. И. Ломонович (1951) заключает, что «зако-
номерное увеличение глинистости лёсса от равнины к горам, вверх по
склону Заилийского Алатау, и увеличение песчанистости в обратном
направлении противоречит законам водной дифференциации осадкой
и находится в полном соответствии с ветровой дифференциацией осад-
ков. Ветер уносил из области развевания дальше всего к югу, до высо-
ких предгорий Заилийского Алатау, тонкие частицы, а более грубые —
крупнопылеватые и тонкопесчаные, как более тяжелые, оседали север-
нее, ближе к области развевания (как, например, на северном склоне
Малайсары)» (стр. 74).
Увеличение количества глинистых фракций в лёссовых породах на
более высоких отметках в горах констатировано А. Н. Розановым (1951,
1952), обобщившим большой литературный материал по горным районам
Средней Азии. Указанное явление А. Н. Розанов объясняет усиленными
процессами выветривания в горах, где господствует более гумидный
климат. Вероятность такого объяснения едва ли можно отрицать. Более
усиленное выветривание в горах могло способствовать не только «раз-
вертыванию» агрегатов в лёссовых породах, но и дроблению элементар-
ных частиц. Во всяком случае, представления М. И. Ломоновича о вет-
ровой дифференциации пыли, послужившей материалом для образова-
ния лёсса, не может считаться бесспорным.
124
Изменение микроагрегатного гранулометрического состава лёссо-
вых пород в зависимости от абсолютной высоты местности изучалось
мною на северном склоне Киргизского хребта, в окрестностях с. Ор-
ловка.
Киргизские горы спускаются к Чуйской долине несколькими уступа-
ми, описанными еще Б. А. Федоровичем (1935). Каждый из этих уступов
образует особый геоморфологический район. Ниже приводится харак-
теристика этих районов в порядке повышения абсолютных высот (Кри-
гер, 1951а). Схема расположения районов показана на рис. 21. Лёсс
Рис. 21. Схема геоморфологических районов ги меридиональный про-
филь северного склона Киргизского хребта в окрестностях с. Орловка.
/Римскими цифрами обозначены номера районов
и лёссовидные отложения здесь широко развиты, причем их грануло-
метрический состав в значительной степени меняется в зависимости от
происхождения породы (рис. 22). К типичному лёссу здесь относятся
эоловые отложения и мощный делювий на склонах.
Район I представляет собой Чуйскую долину. Здесь можно различить
собственно долину р. Чу и расположенные по обе стороны от нее полосы
предгорных шлейфов. В полосе предгорных шлейфов галечники прикры-
ты плащом лёсса и лёссовидных суглинков. Поверхность Чуйской доли-
ны в описываемой местности располагается на высоте 1000—1100 м.
Район II занимает территорию предгорной террасы, расположенной
на высоте 1250—1300 м. Здесь развит мощный лёсс, имеются отдельные
выходы третичных конгломератов. Рельеф характеризуется мягкими
сглаженными очертаниями и наличием крупных сухих логов.
Следующий III геоморфологический район является предгорной тер-
расой, имеющей высоту 1500—1700 ле. Терраса сложена третичными от-
ложениями и останцами скальных пород. Значительную мощность лёсс
имеет по склонам долин и меньшую — на водоразделах. Рельеф более
расчленен, чем в предыдущем районе.
Горы на высотах более 1770 м (до 2000—2300 ле) образуют более
высокую предгорную террасу, или IV геоморфологический район, сло-
женный гранодиоритами и мигматитами. Здесь наблюдаются глубоко
врезанные долины.
Лёссовые отложения по большей части имеют малую мощность, неред-
ко содержат значительное количество щебня, и лишь в отдельных логах,
где мощность их возрастает до 10—20 м9 они сохраняют облик типич-
ного лёсса.
125
Далее к югу располагается V геоморфологический район — продоль-
ная межгорная впадина с отметками дна 1900—2200 м. Здесь развиты
пролювиально-делювиальные шлейфы, прикрытые плащом лёссовых
пород.
Еще южнее располагается VI геоморфологический район — Октор-
койский хребет с высотами от 2300 до 3100 м. Здесь развиты высокогор-
ные формы рельефа, лёссовидные суглинки распространены преимущест-
венно в нижней части склонов и обычно содержат довольно значительное
количество щебенки.
Рис. 22. Пример гранулометрических кривых пород различного происхождения. Анализы
микроагрегатные
а — эоловый лёсс; б — мощный делювиальный лёсс; в — древнеаллювиальные суглинки;
г—делювиальные суглинки; д — пролювиальные суглинки
Наиболее высокогорные части Киргизского хребта образуют расчле-
ненную вершинную поверхность. Здесь (на высотах до 4000 At) лёссовые
породы, по-видимому, вовсе отсутствуют.
В другой работе автора (Кригер, 1951а) приведены фотоснимки, ха-
рактеризующие ландшафты описанных геоморфологических районов.
В упомянутой работе указывалось, что верхняя граница распростране-
ния лёссовых пород в грубых чертах совпадает с нижней границей раз-
вития следов древнего оледенения. В верховьях долины Талды-Булак
в Окторкойском хребте можно видеть древние моренообразные накоп-
ления на высоте около 2600 м и ледниковые кары — на высоте 2800—
2900 м.
Для определения гранулометрического микроагрегатного состава
было изучено 244 образца лёссовых пород. Это изучение показывает, что
в типичном лёссе с увеличением абсолютных высот от 1100 до 2300 м
количество лёссовой фракции (0,01—0,05 мм) в общем несколько умень-
шается, колеблясь в пределах 50,9—45,7%. Количество глинистой
(< 0,005 мм) и песчаной (0,05—1,00 мм) фракций возрастает с увеличе-
нием высоты местности (рис. 23; табличные данные — см. Кригер, 1962).
Мною уже раньше указывалось (Кригер, 1952; Кригер, Москалев, 1953)
на возрастание количества песчаной фракции в этом направлении.
В лёссовидных суглинках также наблюдается увеличение глинистого
128
материала вверх по склону гор; кроме того, в этих породах в указанном
направлении наблюдается увеличение количества древесных и щебен-
чатых частиц (фракции > 1 лш).
Приведенные факты наиболее естественно объясняются различием
условий выветривания и седиментации на разных высотах. Примени-
мость гипотезы ослабления ветров, дувших с равнины, кажется здесь
мало вероятной, тем более, что в горах были собственные ветры и свои
источники развевания. Правильнее было бы считать, что с увеличением
абсолютной высоты местности
климат становится более гу-
мидным, что приводит к обра-
зованию большего количества
глинистой фракции в лёссовых
породах. В этом же направле-
нии происходит обогащение по-
роды песчаным, дресвяным и
щебенчатым материалом, обра-
зующимся в результате физи-
ческого выветривания. По этой
причине, несмотря на прибли-
жение к ледниковой зоне (где
следует ожидать наиболее ин-
тенсивное развитие морозного
выветривания), вверх по скло-
ну не наблюдается увеличение
количества фракции 0,01 —*
0,05 мм.
Представляет интерес гра-
нулометрический; состав сугли-
нисто-щебенчатых отложений
в описываемом районе (см.
рис. 23). Эти отложения в ос-
новном являются маломощным
делювием, древними осыпями и,
может быть, солифлюкционны-
ми отложениями. Весьма веро-
ятна связь этих суглинисто-ще-
бенчатых отложений с плейсто-
Рис. 23. Количество глинистых частиц
«0,005 лш) в породах северного склона Кир-
гизского хребта (по данным микроагрегатных
анализов)
1 — лёсс (167 анализов); 2 — суглинисто-щебенча-
тые отложения (182 анализа); 3 —мелкозем (< 1 мм)
в суглинисто-щебенчатых отложениях
ценовыми перигляциальными
явлениями. Результаты анали-
зов показывают, что с увеличе-
нием абсолютной высоты мест-
ности материал делается более
грубым (кривая 2). Это проис-
ходит за счет уменьшения ко-
личества мелкозема ( < 1 мм),
заполняющего пустоты между дресвой и щебнем. Однако в мелкоземе,
количество глинистых фракций с повышением местности возрастает, как
и в лёссе (кривая <?).
Следовательно, если можно считать, что на равнинных территориях
гранулометрический состав лёсса делается более грубым по мере при-
ближения к предполагаемым источникам развевания, то в горах боль-
шую роль играет, вероятно, изменение условий выветривания на различ-
ных абсолютных высотах. Эти выводы не могут казаться бесспорными,
поскольку изучение вопроса началось совсем недавно и охватило еще
небольшое количество районов.
127
ФОРМА ЗЕРЕН
КРУПНОЙ (>0,01лмс) ФРАКЦИИ
Форма зерен в лёссовых породах зависит от минералогическо-
го состава, условий образования и процессов выветривания (Ларионов,
Приклонский, Ананьев, 1959).
Некоторые исследователи (Гуров, 1888; Тутковский, 1899; Мавлянов,
1958; Никитенко, 1961, 1964; Ropke, 1928) указывают, что для лёсса ха-
рактерны зерна в основном угловатые, но с обтертыми краями. В. Рёпке
отмечает, что неправильную пластинчатую и удлиненную форму частиц,
а также осколки кристаллов можно наблюдать после удаления извести
из породы. Другие исследователи указывают на корродированность зе-
рен (Ambroz, 1947), их изношенность и потертость (Москвитин, 1950).
В легких лёссовидных породах («пухляках») Европейской части СССР
М. П. Казаков (1935) отмечает значительное количество «окатанных»
зерен, но в действительности здесь, может быть, также имеются лишь
зерна с изношенной и потертой поверхностью. Мнение Л. С. Берга
(1947) о наличии в типичном лёссе зерен с окатанностью водного про-
исхождения нельзя считать доказанным. По данным тщательных наблю-
дений В. П. Ананьева (1958), по Северному Донцу во фракции
> 0,01 мм в лёссе, наряду с неокатанными зернами, встречаются зерна
окатанные (кварц, реже — полерой шпат типа микроклина, некоторые
представители акцессориев). Примесь таких зерен достигает 1—1,5%,
но в основании толщи лёсса она увеличивается в отдельных случаях до
15—20%. При сравнении лёсса с аллювиальными лёссовидными порода-
ми выявляется, что песчаные зерна в лёссе более матовые и угловатые
(Millette and Hygbee, 1958).
Степень окатанности зерен предлагают классифицировать (пока по
признакам морфологическим, а не генетическим). А. К. Ларионов,
В. А. Приклонский, В, П. Ананьев (1959) различают зерна окатанные
(приближающиеся к сферическим), полуокатанные (с'волнистыми очер-
таниями), полуугловатые (со сглаженными углами) и угловатые (с ост-
рыми ребрами). В лёссовых породах Европейской части СССР основ-
ную массу зерен (85—98%) составляют две последние группы.
Для получения числовых характеристик формы зерен используют
понятия о сферичности (отношение среднего диаметра к максимальному
диаметру проекции зерна) и округлости (отношение периметра проекции
зерна к ее площади). В лёссе разных частей штата Айова (Handy, Lyon
and Davidson, 1955) средняя сферичность зерен различных образцов
изменяется в узких пределах от 0,76 до 0,79.
Представляет также интерес ориентировка пластинчатых (слюдя-
ных) зерен в лёссовых породах. В лёссе в штате Канзас листочки слюды
не имеют предпочтительной ориентировки (Swineford, Frye, 1951).
В Венгрии в лёссовых породах (лёсс, песчанистый лёсс, лёссовидный
песок), образовавшихся на сухой заросшей травой поверхности, листоч-
ки слюды и окатанные песчаные зерна располагаются вдоль пустот от
корней растений. В лёссовых породах, отложившихся на участках с по-
вышенной влажностью, а также в воде, листочки слюды располагаются
горизонтально, параллельно слоистости (Михальи-Ланьи, 1953).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Несмотря на недостатки существующих методов грануломет-
рического анализа, в лёссе отчетливо выделяются три градации грануло-
метрических фракций, связанные с деятельностью различных геологи-
ческих процессов:
1. Частицы диаметром преимущественно <0,002 мм. В их образова-
нии принимают участие коллоидные и физико-химические процессы. Эти
частицы сложены особой группой минералов — глинистыми минерала-
ми, которые подробнее рассматриваются ниже. Указанные частицы
в лёссе присутствуют в переменном количестве, но всегда составляют
значительно меньше половины общего веса породы.
2. Частицы диаметром 0,01—0,05 мм. Они образовались из более
крупных частиц преимущественно в результате механического выветри-
вания (в том числе морозного выветривания), являясь пределом меха-
нической дезинтеграции частиц.
3. Частицы диаметром > 0,05 мм образовались в результате меха-
нического выветривания из более крупных песчаных частиц. В большин-
стве случаев диаметр частиц этой фракции не превышает 0,25 мм.
Для лёсса характерно обилие частиц диаметром 0,01—0,05 мм.
Почти всегда в лёссе присутствует некоторое количество грануломет-
рических агрегатов, которое приблизительно пропорционально количест-
ву глинистых частиц. Однако количество агрегатов в общем невелико,
и они не меняют основного гранулометрического облика породы. Возмож-
но, что частицы глинистой фракции лишь образуют оболочки вокруг
частиц диаметром 0,01—0,05 мм.
Детальные исследования гранулометрического состава лёсса позво-
ляют обнаружить зависимость его от различных природных факторов:
удаленности от областей развития аллювия (вероятно, являвшегося, по
крайней мере в некоторых случаях, источником образования лёссовой
пыли), абсолютной высоты местности, географической широты.
9 Н. И. Григер
Глава VII
ВОПРОСЫ МИНЕРАЛОГИИ ЛЁССА
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЙ СОСТАВ
КРУПНЫХ ФРАКЦИИ
Минералогия лёсса привлекла к себе внимание значительно
позже, чем вопросы его происхождения. Активное изучение ее началось
лишь после введения микроскопического метода в петрографию.
Первые минералогическце исследования лёсса опирались на химиче-
ские анализы породы (Arbeiten etc., 1852; Bischof, 1863; Kingsmill, 1870;
Шамарин, 1880; Lepsius, 1887—1892). Эти исследования показали, что
в лёссе в большом количестве содержатся SiO2 и карбонаты. По свод-
ным данным А. Шейдига (Scheidig, 1934), в лёссе -разных мест имеется
SiO2—59—87%, R2O3—7—18%.
Г. Гаррасовиц (Harrassowitz, 1931) рассматривал лёсс как осадочное
субаэральное образование, сходное с продуктами выветривания. Исполь-
. . .г. с*л 1Я1 a u CaO+NaaO + KaO _ «
. зуя коэффициенты Кд = SiO2/Al2O3 и Ьа =----, Г. Гаррасо-
виц находит, что по химическому составу лёсс различных мест в извест-
ной мере неоднороден. В Германии отчетливо выделяются суглинки, для
которых в отличие от лёсса ba < 1 (Harrassowitz, 1931).
Необходимо отметить, что по валовому химическому составу судить
о выветрелости лёсса следует с большой осторожностью, так как вы-
сокое содержание SiO2 в лёссе объясняется не столько процессами вы-
ветривания, сколько сортировкой материала, вызвавшей обилие квар-
цевых зерен (Роде, 1942; Розанов, 1951).
Собственно минералогические исследования начинаются с работ
Йенцша, не найденных автором в московских библиотеках, Ф. Ваншаффе
(Wanschaffe, 1886) и А. В. Гурова (1888). Эти исследования позволили
установить, что в лёссе в наибольшем количестве имеются кварц, поле-
вые шпаты и карбонаты.
Впоследствии многочисленные исследователи доказали, что лёсс
в Западной Европе (Scheffer etc., 1958; Guenther, 1961), на Русской рав-
нине (Лепикаш, 1934; Казаков, 1935, и цитируемые ниже современные
работы), в Средней Азии (Толстихин, 1928; Мавлянов, 1958а) и в Се-
верной Америке (Handy etc., 1955; Swineford, Frye, 1951, 1955) имеет
сходный минералогический состав. А. Шейдиг (Scheidig, 1934) указы-
вает следующие цифры количества главнейших компонентов в лёссе:
кварц — 60—70%, до 80%; полевые шпаты 10—20%, карбонаты каль-
ция и магния — от 0 до 35%. Сочетание кварца (минерала, устойчивого
относительно процессов выветривания) и карбонатов кальция и магния
(минералов, легко выщелачивающихся при выветривании) некоторым
исследователям казалось загадочным (Keilhack, 1920).
Детальные исследования показали, что в лёссе гранулометрические
фракции частиц различного диаметра различаются по химическому и
минералогическому составу (Pavai-Vajna, 1912; Оловянишников, 1937;
Морозов, 1934, 1949, 1951; Ананьев, 1956, 1960, 1964). Исследования
130
С. С. Морозова показали, что по минералогическому составу, физиче-
ским свойствам и физико-химической обменной способности грануломет-
рические фракции одинаковой крупности из разных мест Русской рав-
нины весьма близки между собой. С уменьшением диаметра частиц
изменяются их состав и свойства брикетированных из них грунтов, при-
чем обычно эти изменения происходят скачкообразно при диаметре
частиц около 0,001 мм. С уменьшением диаметра частиц увеличиваются:
количество R2O3 (менее 17% при диаметре > 0,001 мм, 26—34% — при
диаметре < 0,001 мм), обменная способность, максимальная молекуляр-
ная влагоемкость, гигроскопичность, пластичность по Аттербергу, линей-
ная усадка, набухаемость и временное сопротивление сжатию. С умень-
шением диаметра частиц уменьшается количество S1O2 (71 % при диа-
метре >0,001 мм, 43—54%—при меньшем диаметре) и пористость
брикетированного грунта. Карбонаты распределены по фракциям не-
равномерно, максимум падает на одну из фракций в интервале диамет-
ров частиц 0,001—0,05 мм (Морозов, 1949). Минералогический состав
отдельных фракций наиболее полно охарактеризован у В. П. Ананьева
(1956, 1960, 1964). Во фракции >0,25 мм резко преобладает кварц,
фракция 0,25—0,01 мм представлена кварцем, полевыми шпатами, кар-
бонатами, мусковитом, тяжелыми минералами; фракция 0,01—
0,005 мм — кварцем, полевыми шпатами, карбонатами, некоторыми тя-
желыми минералами; во фракции 0,005—0,001 мм, наряду с кластоген?
ными минералами, появляются глинистые, которые в более мелких
фракциях полностью вытесняют кластогенные минералы.
Более полная характеристика минералогического состава лёсса сде-
лалась возможной лишь после применения современных методов изуче-
ния глин (рентгеноскопия, электронная микроскопия, термометрия
и др.), так как до этих пор минералогический состав глинистой фракции
лёсса оставался, очень слабо изученным. Из ранних исследований лёсса,
проведенных с применением этих методов, должны быть отмечены иссле-
дования И. Д. Седлецкого (1945) и С. М. Юсуповой (1941). За послед-
ние годы указанные методы получают все более широкое распростране-
ние как в Советском Союзе, так и за границей.
В настоящее время известно, что, помимо указанных выше основных
минералов, в состав лёсса входят и многие другие минералы. Например
в породах Украины их известно около ста (Дядченко, 1957).
Некоторые черты, минералогического состава лёсса (однообразие на
большом протяжении, отличия от состава подстилающих пород и слабая
выветрелость минералов) представляют большой 'интерес с точки зре-
ния данной работы.
Однообразие состава крупных фракций лёсса в различных районах
нашло подтверждение в работах некоторых исследователей Украины
(Рябченков, 1954, 1955, 1960, 1961; Матвиенко, 1957), Белоруссии (Лу-
кашев, 1961), Предкавказья (Седенко, 1950). В. Г. Бондарчук (1959)
сомневается в однообразии минералогического состава украинского
лёсса. Однако из приводимых В. Г. Бондарчуком .(1959, 1963) грануло-
метрических анализов «лёсса» видно, что он излишне широко понимает
эту породу. М. Г. Дядченко (1957, 1961, 1962а) выделяет на Украине
несколько лёссовых минералогических провинций: глауконитово-муско-
витовую (западные области УССР), гранато-андалузитовую (бассейны
рек Тетерев, Ю. Буг), гранато-ильменитовую (бассейн р. Роси), ильме-
нито-цирконовую (район Киева) и т. д. К сожалению, в своем райони-
ровании М. Г. Дядченко не разделяет лёсс и лёссовидные породы. Не-
одинаковый состав минералов тяжелой фракции лёсса разных районов
подчеркивает и В. И. Мельник (1961). Однако наличие провинций, выде-
ляемых по минералам, встречающимся в лёссе обычно в долях процента;
не может изменить основной вывод об однообразии минералогического
9*
131
состава лёсса на больших площадях. Тем не менее выделение провинций,
связанных с примесью в породе местных минералов, имеет большое зна-
чение, хотя и не указывает, что весь материал лёсса происходит из
местных источников, .. .
В связи с этим большой интерес представляет вопрос об особенно-
стях минералогии лёсса, прежде всего — о степени выветрелости его
компонентов.
В свое время И. П. Герасимов (1939, 1939а; Герасимов, Марков, 1939,
1939а; Герасимов, Шукевич, 1939), отмечая обилие в лёссе кварца, счи-
тал его породой сильновыветрелой. За последнее время И. П. Герасимов
и М. А. Гл азовская (1960) отнесли лёсс к породе средней выветрелости.
Другие исследователи высказывают иные точки зрения. А. Н. Розанов
(1951, 1952; Розанов, Шукевич, 1943), учитывая довольно большое
количество в лёссе Средней Азии полевого шпата и относительно повы-
шенное содержание минералов тяжелой фракции, считает этот лёсс
слабовыветрелым, по крайней мере по сравнению с лёссом Европы.
Р. Вейль и Э. Гунтер (Guenther, 1953, 1961) отмечают в лёссе Централь-
ной Европы повышенное количество легковыветривающихся минералов,
например роговой обманки. В ископаемых почвах в лёссовой толще отно-
сительное количество устойчивых минералов (циркон, рутил, турмалин)
увеличивается. Эти факты свидетельствуют о слабой выветрелости мате-
риала.
/ И. Д. Седлецкий и В. П. Ананьев (1954а, 1957) отмечают как харак-
терное явление разных районов Европы и Азии обилие неустойчивых
к выветриванию минералов в тяжелой фракции (апатит, базальтическая
роговая обманка, актинолит, некоторые пироксены и т. д.). Эти иссле-
дователи указывают также на неизмененность минералов в прослоях
вулканического пепла в лёссе Украины, что явно не согласуется с допу-
щением интенсивных процессов выветривания в процессе образования
лёсса.
ч И. А. Шамрай и С. Я. Орехов. (1961) наличие легковыветривающихся,
но достаточно свежих силикатов считают характерной чертой всех чет-
вертичных отложений на юге Европейской части СССР. По их мнению,
четвертичный период является эпидот-циозит-пироксен-роговообманко-
вым временем, что связано с усилением вулканической деятельности
и с перемещением тонких обломочных масс гляциальными и эоловыми
процессами. А. С. Рябченков (1954, 1955, 1960, 1961, 1961а) считает
лёсс Украины породой, слабовыветрелой по сравнению с другими чет-
вертичными отложениями. Среди тяжелых минералов в лёссе преобла-
дают минералы, неустойчивые при выветривании,— эпидот и роговая
обманка, причем они находятся в свежем или слабовыветрелом состоя-
нии. Коэффициент выветрелости лёсса (отношение суммарного содер-
жания устойчивых минералов тяжелой фракции к содержанию неустой-
чивых) обычно близок к единице и в исключительных случаях достигает
3—4 (эту Цифру можно сравнить с коэффициентом выветрелости укра-
инской морены, равным 15—25).
Близкие данные о преобладании неустойчивых к процессу выветри-
вания минералов над устойчивыми приводит А. И. Коптев (I960) для
восточной части Белоруссии. Подобные данные заставляют И. Д. Сед-
лецкого, В. П. Ананьева и А. С. Рябченкова отвергнуть почвенно-элю-
виальную теорию и признать эоловую теорию происхождения лёсса.
Однако на основе этих данных правильнее было бы утверждать не эоло-
вое, а более широкое субаэральное происхождение породы в аридных
или холодных условиях. В. В. Попов (1957) справедливо отмечает, что
при формировании породы в условиях холодного и засушливого климата
интенсивное выветривание не происходит, и, вероятно, могут сохранять-
ся даже нестойкие минералы.
132
Большой интерес представляет вопрос о сходстве и различии мине-
ралогического -состава лёсса и подстилающих его пород в одном и том
же районе.
Различие минералогического состава лёсса и подстилающих пород
для Украины подчеркнули А. С. Рябченков (1961) и Е. М. Матвиенко
(1957). Отмечая, что лёсс состоит из пород менее выветрелых, чем под-
стилающие его образования, А. С. Рябченков приходит к выводу, что
материал лёсса можно считать только принесенным издалека.
В противоположность этому взгляду, другие исследователи (кстати,
не всегда разделяющие лёсс и лёссовидные отложения) пытаются
утверждать связь минералогии лёссовых и нижележащих пород на Укра-
ине. По мнению М. Г. Дядченко (1957), наблюдается заметное сходство
в составе акцессорных минералов лёссовых и нижележащих коренных
и четвертичных пород. М. Ф. Веклич (1957, 1961а, в) подтверждает это же
для «унаследованных минералов» и поэтому сомневается в эоловом
происхождении лёсса. Сходство минералогического состава лёсса и ни-
жележащих древнеаллювиальных отложений (когда лёсс лежит на
аллювии), по мнению М. Ф. Веклича (1954), указывает на аллювиаль-
ное происхождение его. В действительности, наличие примеси местных
акцессорных минералов еще не позволяет сделать такой вывод. Мне
думается, надо согласиться с исследователями (Guenther, 1953, 1961),
полагающими, что примесь местных минералов в лёссе не противоречит
эоловой теории. Даже многие противники эоловой теории происхожде-
ния лёсса для объяснения минералогического состава этой породы при-
знают частичную роль ветра в ее образовании (Мельник, 1961; Веклич,
1957; 1961а). Количественная оценка роли эоловых процессов в накопле-
нии лёссового материала пока не может быть сделана на основе мине-
ралогических данных, но весьма вероятно, что эта роль во многих слу-
чаях достаточно велика.
Отмечая сравнительное однообразие минералогического состава лёсса
и многих лёссовидных пород на разных материках, следует обратить
внимание на некоторые колебания этого состава, связанные с разно-
образием географической среды. Можно указать зависимость минерало-
гического состава лёсса от источников питания, географической зональ-'
ности и способов происхождения (последнее — слабо изучено).
Вопрос о связи лёсса с районами питания будет иметь большое зна-
чение, если принимать экзотическое происхождение по крайней мере
для части лёссового материала.
Неоднократно обращалось внимание на сходство состава лёсса юга
Европы и ледниковых отложений средней и северной ее частей. Давно
известно сходство химического состава лёсса и морены на Украине и в
других местах (Крокос, 1927; Берг, 1947; Лепикаш, 1934; Седлецкий,
Ананьев, 1957). Следовательно, возникает предположение об образова-
нии лёсса за счет развевания ледниковых отложений. Указанное сходст-
во минералогического и химического составов оспаривает А. С. Рябчен-
ков (1955), по мнению которого морена, флювиогляциальные и древне:
аллювиальные отложения состоят из материала более выветрелого, чем
лёсс. Тем не менее А. С. Рябченков (1955) полагает, что «уменьшение
содержания роговой обманки в лёссе с удалением от гляциальной обла-
сти при утяжелении его гранулометрического состава в том же направ-
лении указывает на принос пыли со стороны ледникового щита», гд§
развевалась поверхностная (абляционная) морена.
Связь минералогии лёсса с составом пород питающих провинций
изучалась и в Средней Азии. В лёссе Северной Киргизии количество
фракции тяжелых минералов убывает по мере удаления от песков Муюн-
Кумов, что хорошо объясняется эоловым происхождением лёсса (Вахру-
шев, Вахрушева, 1954). В лёссе Вахшской долины наблюдается значи-
133
тельно меньшее содержание фракции тяжелых минералов, чем
в мелкоземистых отложениях прилегающих горных областей Южного
Таджикистана, что естественно объяснить дифференциацией материала,
различными способами перемещаемого с гор (Юсупова, 1958).
Географическая зональность минералогического состава лёссовых
пород на Русской равнине найболее подробно изучалась М. П. Лысенко
(1962а), по мнению которого лёссовые породы близ границы последнего
оледенения отличаются повышенным содержанием тяжелой фракции и
неустойчивых минералов. С зональностью минералогического состава
связана зональность химического состава, которая изучена лучше. По
данным М. П. Лысенко, на Русской равнине с севера на юг и на юго-
восток уменьшается содержание SiOj, а содержание полуторных окислов
карбонатов, сульфатов и легкорастворимых солей — возрастает.-
КОЛЛОИДНО-ДИСПЕРСНЫЕ МИНЕРАЛЫ
Частицы глинистой фракции не являются измельченными
зернами более крупных фракций. Изучение этих минералов позволяет
думать не о разрушении, а о созидании и росте частиц. Глинистые или
коллоидно-дисперсные минералы имеют своеобразные свойства, в не-
которых отношениях напоминающие свойства Живого вещества: изме-
нение объема при изменении влажности, способность избирательной
адсорбции солей, из раствора и отдачи их раствору, географическая
зональность (Седлецкий, 1945, 1948, 19546). К этому следует присоеди-
нить явление тиксотропии, своего рода реакцию минералов на внешние
«раздражения» (толчки). Способность коллоидно-дисперсных минералов
чутко реагировать на изменения окружающей среды повышает их зна-
чение в отношении изучения условий образования, жизни и инженерно-
геологических свойств.
В нашей стране большие работы по изучению коллоидно-дисперсных
минералов в лёссе провели И. Д. Седлецкий, С. М. Юсупова, С. С. Моро-
зов, В. П. Ананьев и др. Труды И, Д. Седлецкого и В. П. Ананьева были
высоко оценены В. А. Обручевым (1955). Эти же вопросы изучались не-
которыми североамериканскими и венгерскими учеными.
Однако коллоидно-дисперсная минералогия лёсса находится еще на
начальном этапе своего развития. До сих пор для характеристики мощ-
ных толщ лёсса, развитых на большом протяжении, используются не-
многие образцы. Исследованные образцы, за редким исключением, ото-
браны без учета детальной стратиграфии и микрогеоморфологии лёсса.
В некоторых случаях приводимые результаты исследований, вопреки
утверждениям их авторов, не могут быть отнесены к лёссу. В качестве
примера можно сослаться на работу В. П. Ананьева (1955) по «лёссу»
района Иссык-Куля. В этом «лёссе» фракция 0,01—0,10 мм составляет
23,7—37,84%, что, с моей точки зрения, явно недостаточно для отнесения
породы к типичному лёссу. Сама методика исследования коллоидно-дис-
персных минералов несовершенна, необходимая аппаратура (рентгено-
скопия, электрономикроскопия, электронография, термический метод)
сложна и все еще мало распространена. До сих пор остается почти не
разработанным количественный анализ коллоиднодисперсных минера-
лов. Трудности диагностики глинистых минералов приводят к неопреде-
ленности понятия о некоторых минералах, например о бейделлите, моно-
термите, иллите и др. (Гинзбург, 1958; Петров, 1958; Куковский, 1958);
Глинистые минералы составляют в лёссе 10—30% от массы породы.
Характерной чертой минералогического состава глинистых фракций
в лёссе следует считать его полиминеральность. Здесь можно насчитать
‘134
более 25 минералов. В составе коллоидно-дисперсных минералов отме-
чены: гидрослюды (иллит, монотермит), каолинит,галлуазит, монтморил-
лонит, бейделлит, гетит, гидрогетит, бемит, нонтронит, ферригаллуазит,
кварц, кальцит, доломит, гематит, гидрогематит, метакварц, мусковит,
серицит, глауконит, гуминовые кислоты и т. д. Некоторые минералы
в лёссовых породах являются локально распространенными и отмечены
лишь в отдельных областях. Например пирофиллит — в Китае (Седлец-
кий, Ананьев, 1953, 1954), Ростовской области (Седлецкий, 1953) и
окрестностях Ташкента (Рождественский, 1953); метагаллуазит —
в Туркмении (Ананьев, 1954а); сепиолит — на Украине (Ананьев, 1954а);
девейлит — в Вахшской долине (Юсупова, 1958). Обычно в каждом образ-
це насчитывается до 7—1'2 представителей глинистых минералов (Лари-
онов, Приклонский, Ананьев, 1959). В качестве сравнительно однородной
(по составу глинистых минералов) породы может быть указан лёсс из
Парижского бассейна, в котором фракция < 0,002 мм состоит из иллита,
некоторого количества каолинита и отчасти монтмориллонита (СаШёге,
Malycheff, 1957). Глинистая фракция некоторых образцов из Венгрии
описывается, как почти мономинеральная, состоящая в основном из
иллита (Фельдвари-Фогл, 1953). Несомненно, что различие методики
работы разных исследователей часто приводит вообще к несопостави-i
мым данным о составе глинистой фракции лёсса. Это затрудняет полу-
чение согласованной картины минералогии коллоидной части лёссовых
пород на основе литературных данных. Можно указать примеры значи-
тельного расхождения результатов наблюдений различных исследова-
телей. Например П. И. Самодуров (1957), в противоположность другим
исследователям, указывает, что он не нашел лёсса с каолинитовой дис-
персной составной частью и сомневается в том, что такой лёсс вообще
существует.
В. П. Ананьев (1956, 1960) показал, что для различных грануломет-
рических фракций лёсса характерны различные глинистые минералы.
К фракции < 0,0001 мм тяготеют монтмориллонит, гидроокислы железа
и органические соединения. Во фракции 0,0001—0,001 мм находятся
гидрослюда (типа иллита), вторичный кварц, ферригаллуазит, каоли-
нит, монтмориллонит. Во фракции 0,001—0,005 мм, наряду с обломоч-
ными минералами (полевые шпаты), наблюдаются каолинит, гидрослю-
да, а во фракции >0,005 мм глинистые минералы обычно отсутствуют.
По мнению В. П. Ананьева, монтмориллонит является в породе наи-
более молодой генерацией минералов. Глинистые .минералы, образующие
более крупные частицы, являются по сравнению с монтмориллонитом
химически более устойчивыми и имеют более прочные решетки. Чем
прочнее и устойчивее минерал, тем крупнее формы, которыми он пред-
ставлен.
Указанные минералы по-разному сочетаются в лёссе различных рай-
онов. В одних случаях встречается ассоциация из монтмориллонита,
иллита, каолинита, кварца и гетита, в других — появляется галлуазит,
в третьих — нонтронит и т. д. (Ананьев, 1954а; Седлецкий, Ананьев,
1954, 1957, 1958). Ассоциации минералов меняются не только по про-
стиранию, но и с глубиной. Для большинства ассоциаций минералов
общими являются иллит, каолинит, кварц, монтмориллонит и кальцит.
Чаще всего присутствуют ассоциации гидрослюда — кварц и монтмо-
риллонит— гидрослюда (Седлецкий, Ананьев, 1958).
Наблюдаемая в лёссе полиминеральность глинистой фракции иногда
считается нехарактерной для морских отложений. Однако морские
осадки с полиминеральной глинистой фракцией все же известны (Само-
дуров, 1957а). В лёссе полиминеральность глинистой фракции явилась
предметом особого внимания исследователей. И. Д. Седлецкий изучал
также коллоидно-дисперсные минералы почв. По его мнению, в поч-
135
вах щелочного ряда образуются монтмориллонит, бейделлит, серицит
и другие минералы этой группы; в почвах кислых (подзолистых) —ми-
нералы из группы каолинита; в почвах с нейтральной средой — смешан-
ные или специфические минералы (Седлецкий, 1945, 1952). С этой точки
зрения полиминеральность глинистой части лёсса казалась непонятной.
По мнению И. Д. Седлецкого (1945), парагенезис каолинита и монтмо-
риллонита, образующихся при резко различных условиях, является
основным вопросом коллоидной минералогии. И. Д. Седлецкий и за ним
В. П. Ананьев (1954, 1954а, 1960) заключили, что полиминеральность
глинистой фракции лёсса объясняется его эоловым происхождением.
При эоловом отложении полиминеральной пыли, приносимой ветрами
различного направления, выветривание не успевало выравнивать состав
минералов (Седлецкий, 1945, 1953; Седлецкий, Ананьев, Куценко, 1954)..
По И. Д. Седлецкому, глинистые минералы, участвующие в сложении
лёсса, являются чуждыми той обстановке, в которой происходило отло-
жение лёссовой пыли (Седлецкий, 1957; Седлецкий и Ананьев, 1954).
В качестве источников лёссовой пыли на основе исследования коллоидно-
дисперсных минералов, например для лёссовидных пород возвышенно-
сти Карабиль в Туркмении, указывают аллювий Аму-Дарьи, в котором
содержится принесенный из горных районов каолинит (Седлецкий, 1952);
для лёсса Европейской части СССР — ледниковые отложения северных
районов, а также вулканические и другие образования Кавказа и Арало-
Каспийской низменности (Седлецкий, Ананьев, 1957).
По мнению И. Д. Седлецкого и В. П. Ананьева, исследование кол-
лоидно-дисперсных минералов дает факты, опровергающие гипотезы
водного и почвенного происхождения лёсса (в последние годы
В. П. Ананьев придерживается мнения о полигенегическом происхожде-
нии лёсса). Наличие в лёссе .нонтронита, ферригаллуазита, сепиолита
и других, нестойких в воде коллоидно-дисперсных минералов, по мнению
названных исследователей, показывает,- что вода не имела большого зна-
чения при образовании лёсса (Седлецкий, Ананьев, 1954).
При отложении лёсса в водных условиях или образовании его в про-
цессе почвообразования, по мнению В. П. Ананьева (1954а) следовало
бы ожидать выравнивания состава глинистых минералов согласно ще-
лочной среде лёсса (pH = 8,0). Такое выравнивание состава наблюдает-
ся в оглеенном лёссе, где присутствуют монтмориллонит, иллит, гетит,
гидрогетит и карбонаты. Наличие минералов группы каолинита в лёссе,
по мнению В. П. Ананьева, доказывает непромокаемость лёсса за все
время его существования. И. Д. Седлецкий и В. П. Ананьев (Седлецкий,
Ананьев, 1954а; Седлецкий, Ананьев,. 1957) критикуют также гипотезу
А. Н. Соколовского (1943) об эоловом происхождении лёсса за счет
развевания солонцов: этой гипотезе противоречит отсутствие среди кол-
лоидно-дисперсных минералов лёсса специфических солончаковых мине-
ралов (гедройцит).
Отмечая большое значение исследований И. Д. Седлецкого и
В. П. Ананьева, впервые собравших большой фактический материал
о минералогическом составе глинистой фракции лёссовых пород, сле-
дует, однако, сделать отдельные критические замечания по поводу тео-
ретических представлений этих исследователей. Они упрощают процессы
образования и эволюции глинистых минералов, не учитывают влияние
различных факторов на эти процессы, не исследуют возможность суще-
ствования в лёссе глинистых минералов, образовавшихся в различное
время при изменяющихся физико-географических условиях, не разделяют
эпигенетические и сингенетические минералы.
При скоростях транспортировки и седиментации материала, не слиш-
ком замедленных, изменение минералогического состава глинистых ми-
нералов под влиянием новой географической среды происходит вяло
136
(Ратеев, 1960). Это до известной степени снижает роль глинистых мине-
ралов, как показателей физико-географических условий на стадии диа-
генеза породы. Поэтому полиминеральность лёсса, может быть, и не
требует особого объяснения. В других случаях диагенез, вероятно, мо-
жет создавать минералы, отличающиеся от сингенетических, что может
приводить к полиминеральности лёсса. Кроме того, надо учитывать, что
условия образования различных глинистых минералов еще не могут счи-
таться выясненными. И. Д. Седлецкий (1945), по-видимому, недооцени-
вает влияние исходной породы на состав образующихся при выветри-
вании глинистых минералов. Некоторые исследователи придают составу
материнских пород большое значение, возможно, переоценивая его. На-
пример, по исследованиям М. Фельдвари-Фогл (1953), в плейстоценовых
отложениях Венгерской равнины характерным глинистым минералом:
является иллит, но вблизи гор, состоящих из магматических пород, рас-
пространены минералы монтмориллонитового типа. М. Фельдвари-Фогл
связывает образование монтмориллонита с выветриванием магматиче-
ских пород.
На образование глинистых минералов оказывают влияние следующие
факторы: исходная порода, pH и температура среды. Каолинит, по-види-
мому, требует кислой среды образования, но встречается не только в
подзолистых почвах, но и в тропических красноземах и латеритах. По
данным Н. И. Горбунова (1956), каолинит в подзолистых почвах наблю-
дается редко, но вообще может быть отмечен даже в нейтральных и
щелочных почвах.
Для образования иллита, по-видимому, требуется холодный сухой
климат и обстановка леригляциального выветривания, благодаря чему
этот минерал встречается в четвертичных отложениях Финляндии и
Скандинавии (Фельдвари-Фогл, 1953). Монтмориллонит, по словам
Н. И. Горбуновд (1956), встречается в кислых, нейтральных и щелочных
почвах. Н. И. Горбунов заключает, что выявление глинистых минералов,
специфических для разных типов почв, составляет задачу дальнейших
исследований.
Вывод И. Д. Седлецкого о несоответствии первичных глинистых ми-
нералов лёсса условиям его седиментации нуждается в дальнейшем под-
тверждении. Если коллоидная часть лёсса наиболее чутко реагирует на
окружающие условия, то несоответствие минералогического состава лёс-
са типу выветривания даже a priori кажется сомнительным. Например
С. М. Юсупова (1950) указывает, что в среднеазиатском лёссе орошение
приводит к образованию монтмориллонита; в опытах С. М. Юсуповой
(впрочем, нуждающихся в повторении и проверке), гидрогематит по про-
шествии двух лет был посредством замачивания превращен в монтмо-
риллонит.
М. И. Ломонович (1955а) при исследовании коллоидных минералов
лёсса Заилийского Алатау различает сингенетические (диагенетические)
и эпигенетические минералы. К сингенетическим минералам он относит
иллит и мусковит-серицит, образующиеся в щелочных условиях; синге-
неточность этих минералов подтверждается их парагенезисом с карбо-
натами. К эпигенетическим минералам относятся каолинит, кварц, гидро-
гетит, гетит и аморфное вещество. Образование их, по мнению М. И. Ло-
моновича, вызвано сменой щелочной среды на кислую в связи с повы-
шением влажности современного климата по сравнению с климатом эпо-
хи лёссообразования.
Некоторые факты позволяют считать, что изменение процессов гли-
нистого минералообразования иногда может быть не связанным с кли-
матическими изменениями, а объясняется лишь стадийностью, вызванной
постепенным накоплением изменений в условиях минералообразования
(Горбунов и др., 1960).
13'Г
Все сказанное заставляет с осторожностью относиться к основанным
на минералогии выводам об универсальности, эолового происхождения
лёсса. Исследование глинистых минералов может привлекаться лишь как
дополнительный метод при решении вопроса о происхождении лёсса.
Следует также упомянуть, что иногда в лёссе обнаруживаются признаки,
свидетельствующие скорее против эоловой гипотезы, чем в ее пользу. На-
пример, в лёссе Вахшской долины ферригаллуазит, металаллуазит и дру-
гие минералы, неустойчивые в водной среде, отсутствуют (Юсупова,
1958).
Среди задач, подлежащих изучению, следует отметить распределение
коллоидно-дисперсных минералов в лёссе в зависимости от микрострати-
графии и геоморфологии. Материал по этому вопросу пока еще очень
ограничен.
И. Д. Седлецкий и В. П. Ананьев (1958) отмечают, что имеется связь
ассоциаций глинистых минералов с географической средой. Так, в лёссо-
вых породах склонив гор и предгорий чаще всего встречается ассоциация
гидрослюда — кварц, а в лёссовых породах равнин — ассоциация гидро-
слюда— монтмориллонит. Изученность этого явления слабая.
Г. А. Мавлянов и С. М. Юсупова (1947) исследовали состав глини-
стых минералов в лёссе террас р. Чирчик в районе оросительной системы
Джун. Количество фракции < 0,001 мм в лёссе увеличивается с возрас-
том террасы от 0,8% в I террасе до 25% и выше в IV и V террасах.
Основной минерал в глинистой фракции — монтмориллонит. В молодых
террасах он имеет раздвинутую решетку (d= 10А), в более древних
междупакетное расстояние сокращается вдвое (d = 5A), Это явление
связывают с тем, что отложения более древних террас подверглись дли-
тельному температурному воздействию (30—60°) в условиях отсутствия
влаги (краткосрочные небольшие дожди, испарение воды при высокой
температуре).
И. Д. Седлецкий (1954а, б) исследовал зависимость образования степ-
ных блюдец от состава глинистых минералов в лёссе. Он обнаружил,
что в лёссе Ростовской области вне блюдец содержится .иллит, монтмо-
риллонит, каолинит, тогда как галлуазит и кварц встречаются редко.
В пределах блюдец лёсс содержит кдолинит, иллит, в значительных
количествах галлуазит и реже — монтмориллонит. Полагая, что наличие
разбухающего при увлажнении монтмориллонита препятствует возник-
новению просадок, И. Д. Седлецкий заключил, что степные блюдца —
это участки древних и современных просадок, возникших при избыточ-
ном увлажнении тех разновидностей лёсса, которые содержат мало монт-
мориллонита и большое количество каолинита и кварца.
Следует сказать также несколько слов о взаимном расположении зе-
рен глинистых минералов. По данным американских исследователей
.(Milenz etc, 1949; Gwuinne, 1950), лёсс состоит из угловатых и полуугло-
ватых кварцевых и полевошпатовых силтовых и тонкопесчаных зерен;
каждое зерно окружено оболочкой монтмориллонита, который связывает
зерна между собой в точках контакта. Кальцит распространен в породе
в значительной мере в виде силтоподобных (по размеру) зерен, реже —
в виде цемента.
По наблюдениям А. К. Ларионова, В. А. Приклонского и В. П. Анань-
ева (1959), коллоидно-дисперсная масса зерен в лёссовых породах, имею-
щих размер < 0,005 мм, состоит из глинистых минералов, карбонатов
и окислов железа. Она образует пленки и скопления вокруг более круп-
ных частиц породы.
По данным П. С. Самодурова (1957а), в лёссе глинистое вещество по-
крывает тонкими оболочками стенки макро- и микропор и иногда пол-
ностью заполняет макропоры.
Состав глинистых минералов существенно влияет на различные свой--
438
ства лёссовых пород (Ананьев, 1959, 1961, 1961а; Арбузова, 1963), в том
числе на просадочность. По мнению И. Д. Седлецкого и В. П. Ананьева
(Ананьев, 1954а; Ананьев, Седлецкий, 1954; Седлецкий, 1945, 1953; Сед-
лецкий, Бураева, 1952), просадочные разности лёсса бедны монтморил-
лонитом и богаты каолинитом. Влияние монтмориллонита и каолинита
на просадочные свойства лёсса особенно заметно при высоком содержа-
нии тонких гранулометрических фракций в породе и мало заметно при
малом количестве этих фракций. По мнению В. П. Ананьева и И. Д. Сед-
лецкого, метод компрессионных кривых, используемый для определения
просадочных свойств лёсса, отражает различный состав минералов тон-
ких фракций. Выделенные ими по характеру компрессионных кривых две
разновидности лёссовых пород из района Никополя, обладающие различ-
ными просадочными свойствами, как оказалось, имеют и различный ми-
нералогический состав тонких фракций. В. П. Ананьев и И. Д. Седлецкий
ссылаются также на опыты Ф. Д. Овчаренко, показавшие, что кривые
сорбции для просадочных лёссов имеют весьма большое сходство с ана-
логичными кривыми для каолинита, а кривые сорбции для непросадоч-
ных лёссов — с кривыми сорбции, полученными для монтмориллонита
(Ананьев, Седлецкий, 1954). За последнее время В. П, Ананьев (1961),
отмечая существование просадочных монтмориллонитовых лёссовых по-
род, указывает, что каолинитовые лёссовые породы быстрее деформи-
руются и величина их просадочности несколько большая.
Следует упомянуть, что в некоторых случаях монтмориллонит может
способствовать просадке лёссовых пород при замачивании, так как при
расширении монтмориллонитовой решетки может иметь место нарушение
структуры породы (Краев, 1956).
Фильтрационная способность и размокание каолинито-иллитовых по-
род выше, чем иллит-монтмориллонитовых (Седлецкий, Ларионов, 1955).
Набухание пород при преобладании каолинита начинает проявляться
лишь при содержании глинистых частиц (<0,005 мм) свыше 40%, а в
иллит-монтмориллонитовых породах — уже при содержании в 20%. Дав-
ление набухания у иллит-монтмориллонитовых пород более высокое, чем
у каолинит-иллитовых.
По наблюдениям В. П. Ананьева и И. Д. Седлецкого (1954), «сильное
набухание монтмориллонита часто приводит при замачивании лёсса к
вспучиванию, что выражается в поднятии отдельных участков поверхно-
сти лёсса. По мере окончания поступления влаги последняя со временем
испаряется, восстанавливая при этом первоначальный ровный характер
поверхности лёсса».
По данным Р. Хёнди, К- Лайона и Д. Дейвидсона (Handy, Lyon and
Davidson, 1955), в лёссе штата Айова (СЩА) при меньшем количестве
монтмориллонита и большем иллита наблюдается более низкое значение,
емкости поглощения породы.
Глава VIII
ИЗВЕСТКОВИСТОСТЬ ЛЁССА
КОЛИЧЕСТВО КАРБОНАТОВ КАЛЬЦИЯ И МАГНИЯ
Высокая карбонатность лёсса является его характерной чер-
той, пока полностью не объясненной. Н. И. Лукашев (Лукашев, 1956)
считает, что геохимическая сущность лёссообразования, протекающего
в результате Диагенеза, состоит из: 1) карбонатообразования в коре вы-
ветривания (условия засушливого климата степей и полупустынь); 2) по-
следующей миграции кальция и других компонентов (хлориды и сульфа-
ты натрия); 3) обволакивания частиц породы углекислой известью; 4) ко-
агуляции коллоидов (благодаря присутствию кальция), образующихся:
при выветривании. Необходимо признать, что геохимическая сущность-
лёссообразования Н. И. Лукашевым представлена в основном правильно.
Миграция карбонатов кальция — одна из главнейших геохимических
черт жизни лёсса в период диагенеза и эпигенеза.
Несмотря на это, вопрос о содержании карбонатов кальция в лёссе-
остается изученным совершенно недостаточно.
В. А. Приклонский (1952) отмечает, что в лёссе, кроме карбонатов
кальция, «может присутствовать и некоторое количество карбонатов маг-
ния, а с другой стороны, кальций находится обычно в составе не только
карбонатов, но и гипса, некоторых алюмосиликатов, а также в обменном
состоянии в поглощающем комплексе. Форма нахождения кальция может
быть установлена только путем системы химических анализов со взаим-
ной увязкой их результатов. В частности... водные вытяжки, широко при-
меняющиеся для характеристики засоления лёссов, никакого представ-
ления о содержании в породе карбоната кальция не дают вследствие
ничтожной растворимости СаСОз в воде. Поэтому общее содержание
этого карбоната в породе приходится определять другими методами (со'-
лянокислыми вытяжками, по СОг и т. п.)> (стр. 275).
Лишь с учетом этих замечаний, указывая на слабую изученность во-
проса и несовершенство имеющихся материалов, приведу некоторые дан-
ные о количестве карбонатов и извести в лёссе.
В лёссовых породах Европейской части СССР количество карбонатов.
(СО2) изменяется в пределах от 0,1 до 19,7% (Ларионов, 1955). Суммар-
ное содержание углекислой извести (СаСОз + MgCOs) измеряется в лёс-
се Западной Европы по А. Шейдигу (Scheidig, 1934) от 0 до 35%, из:
них по Э. Гунтеру (Guenther, 1953) MgCO3 составляет около 10%.
В лёссе Средней Азии количество извести обычно составляет 15—25%.
Низкое содержание известковистых соединений (не более 8%, обычней
2%) наблюдается в пампасском лёссе (Teruggi, 1957).
Соотношение карбонатов кальция и магния в лёссе, вообще говоря,,
может меняться в широких пределах (Розанов, 1951; Krivan-, 1955).
Многие исследователи занимались вопросом распределения известко-
вистых соединений по отдельным гранулометрическим фракциям (Моро-
зов, 1932, 1949; Оловянишников, 1937; Розанов, 1951; Вахрушев, Рахма-
туллин, 1954; Юсупова,» 1958; Pavai-Vajna, 1912). Ф. Павай-Вайна еще
140
в 1912 г. отметил, что в лёссе Венгрии с уменьшением диаметра фракций
количество СаСО3 уменьшается, а количество железа — увеличивается.
Г. И. Оловянишников в Средней Азии не улавливал закономерности в
распределении карбонатов по фракциям. С. М. Юсупова считает, что
в лёссовых породах Вахшской долины наибольшее содержание карбона-
тов падает на фракцию <0,001 мм, а наименьшее — на фракцию 0,01—
0,1 мм, хотя наблюдаемые здесь различия невелики. Наиболее подробно
этот вопрос был исследован С. С. Морозовым на лёссе Европейской части
СССР. С. С. Морозов пришел к выводу, что СО2 и СаСО3 в лёссе дости-
гают наибольшего количества в частицах 0,005—0,05 мм,
каменные лёссы и близкие к ним породы
Отдельные разновидности лёссовидных пород особенно бога-
ты углекислой известью. Сюда относятся каменные лёссы, шох и арзык.
Каменные лёссы—довольно обширная группа пород, определение
которой не отличается большой ясностью. По-видимому, целесообразно
этим термином обозначать все уплотненные сильноизвестковистые проч-
ные разности лёссовидных пород. Имеются постепенные переходы от лёс-
са к каменным лёссам.
Было высказано предположение (Кригер, Москалев, 1953), что ка-
менный лёсс встречали В. А. Обручев и И. В. Мушкетов еще в кон-
це прошлого века. Действительно, В. А. Обручев (1890) в баирах Тед-
жена описал лёссовидный «глинистый песчаник» с количеством лёссовых
фракций 50—60%. И. В. Мушкетов (1886) в нескольких километрах за-
паднее Ташкента в нижней части лёссовой толщи на контакте с песча-
ными (иногда водоносными) прослоями наблюдал известковистую (до
-30% СаСОэ) плотную породу, состоящую из мелких (до 2 мм) зерен п
шариков и связанную с типичным лёссом постепенными переходами.
Термин «каменный лёсс» был введен в 1910 г. С. С. Неуструевым
(1910), отметившим эту породу в горах Кара-Тау и в окрестностях Таш-
кента. Позднее, в 1914 г., каменный лёсс был описан И. А. Преображен-
ским (1914) в долине Зеравшана. В 1951 г. автор и М. Р. Москалев (Кри-
гер, Москалев, 1951) описали каменные лёссы в Малом Кара-Тау
(р. Арба-тас), в Каратаусских горах севернее г. Чимкента, в Киргизском
(с. Орловка), Чаткальском (г. Паркент) и Туркестанском (Раватская
долина против Кон-и-Гута) хребтах и дали характеристику их морфо-
логии, условий залегания, состава и свойств. Довольно подробное описа-
ние гранулометрического состава и свойств каменного лёсса из верховий
р. Иван (приток р. Вахш) в Таджикистане дал М. П. Лысенко (1955а;
1956). За последнее время каменный лёсс Средней Азии изучался
М. 3. Назаровым (Назаров, Касымов, 1961; Мавлянов, Воронов
и др., 1963).
Каменные лёссы Средней Азии чрезвычайно разнообразны по своим
формам. И. И. Трофимов (1950) отмечал, что высококарбонатные разно-
сти лёсса сходны с каменным лёссом. Однако, с другой стороны, некото-
рые разности каменных лёссов заметно отличаются от лёсса не только
высокой известковистостью, но и морфологическими признаками. Описан-
ные С. Ф. Машковцевым (1935) в бассейне Чирчика «жило- и пластооб-
разные образования, состоящие из прочной пористой породы желтовато-
серого цвета, энергично вскипающей под действием соляной кислоты»,
отличаются от «каменного лёсса», описанного С. С. Неуструевым в Кара-
Тау, а также от «окаменелого лёсса» Е. И. Иванова из предгорий Кар-
жан-Тау.
Другой пример своеобразных сильноизвестковистых образований
представляют «палевые известняки», описанные В. В. Галицким (1933)
в Кара-Тау. По мнению В. В. Галицкого, это—годный осадок раннечет-
141
вертичного времени, отложившийся в бассейне или ряде бассейнов. Учи-
тывая связь этих образований с лёссовыми толщами, Л. С. Берг (1949}
относит их к каменным лёссам, с чем следует согласиться. Он заклю-
чает, что каменные лёссы — по крайней мере в большинстве случаев —
с лёссами ничего общего не имеют. Можно согласиться с этим выводом.
Но даже Л. С. Берг считает, что каменный лёсс из Зеравшана является
лёссовой породой. Возможно, что «палевые известняки» являются иско-
паемым щохом (см. ниже) и могут рассматриваться как крайние разно-
сти сильноизвестковистых лёссовидных пород.
Каменные лёссы известны и за пределами нашей страны. Их описы-
вают в виллафранкском ярусе долины Сены во Франции (Cailleux, 1954) >
в плейстоцене Болгарии (Минков, 1958) и Китая (Павлинов, 1959).
В морфологическом отношении каменные лёссы характеризуются
большим разнообразием. Они представляют собой то твердую породу
с ореховатой структурой (севернее Чимкента), то твердую горизонталь-
но-плитчатую (с. Орловка) или разбитую вертикальными и горизонталь-
ными трещинами (р. Иван) породу. Наиболее известковистые разности
могут быть ноздреватыми, травертинообразными. На р. Арба-тас наблю-
дается слоистая палево-желтая толща, в которой породы из разных слоев,
обладают различной твердостью. Иногда (Паркент, Раватская долина)
каменный лёсс визуально совершенно напоминает обычный лёсс, отли-
чаясь от него только значительной прочностью. По прочности каменный
лёсс обычно представляет собой полускальную породу, раскалывающую-
ся геологическим молотком. По данным М. П. Лысенко (1956), кубики
каменного лёсса из р. Иван разрушаются при нагрузке 35—38 кг1см23
причем я полагаю, что эта величина для каменного лёсса является невы-
сокой и, по-видимому, свидетельствует о том, что порода из Явана стоит
еще довольно близко к обычному лёссу. По данным М. 3. Назарова, при-
ташкентский каменный лёсс без существенных деформаций выдерживает
нагрузку 55—60 кг/сл2. Цвет каменных лёссов, подобно большинству лёс-
совых пород, желтовато-серый и палевый.
Условия залегания каменного лёсса разнообразны (Кригер, Моска-
лев, 1961). На р. Арба-тас эти породы выведены из горизонтального по-
ложения, по-видимому, тектоническими силами. В районе Чимкента, Кир-
гизского (Орловка) и Чаткальского (Паркент) хребтов каменные лёссы
залегают под толщей обычных лёссов и лёссовидных суглинков, отде*
ляясь от них резкой границей. В этих случаях геоморфологические усло-
вия залегания каменных лёссов различны. К северу от Чимкента камен-
ные лёссы лежат на террасе, возвышающейся над рекой на 16—18 м,
под лёссовидными суглинками незначительной мощности. В Киргизии
(Орловка) каменные лёссы залегают в террасе аналогичной высоты на
конгломератах и также прикрываются небольшой толщей суглинков,;
хотя, может быть, вся эта толща является стратиграфически связанной
с более древней террасой. В Чаткальском хребте (Паркент) каменный
лёсс приурочен к наклонной террасе, средней высотой около 30—40 я.
Более своеобразны условия залегания каменных лёссов в Раватской до-
лине. Здесь они слагают мощные толщи, местами прикрытые конгломе-
ратами, вероятно, неогенового возраста. Геологический возраст камен-
ных лёссов различен (Кригер, Москалев, 1951, 1953). Каменные лёссы в
Раватской долине (Кон-и-Гут) и по р. Арба-тас, по-видимому, неогено-
вого возраста, а в окрестностях Чимкента, в Киргизии (с. Орловка) и
в Паркент-сае — послетретичные. Каменные лёссы часто приурочены
к неоген-четвертичным отложениям (Cailleux, 1954; Вахрушев, 1954).
Особенностью состава каменных лёссов является высокая известкови-
стость. Если исключить травертинообразные разности, являющиеся поч-
ти чистыми известняками, то обычно количество СаСОз составляет
30—35% от веса всей породы.
142,
Любопытную разновидность каменных лёссов описал В. А. Вахрушев;
(1952) на междуречье Куршаб — Ак-Бура (северный склон Алайского
хребта). Здесь, на глубине нескольких десятков метров в толще неоген-
четвертичных конгломератов и галечников обнаружен слой ископаемого
лёсса мощностью в несколько метров. Порода имеет светло-желтоватый
цвет, однородное плотное сложение^ при ударе молотком распадается на
остроугольные обломки, в воде медленно размокает, содержит мергель-
ные образования, напоминающие журавчики. Гранулометрический и ми-
нералогический состав ископаемого лёсса близок к составу покровного,
лёсса. Различие состоит лишь в наличии барита в ископаемом лёссе. Этот
барит является вторичным минералом, о чем свидетельствует правильная
кристаллографическая огранка его кристаллических сростков и отдель-
ных зерен. Предполагается, что раствор ВаСЬ, образующийся при выще-
лачивании из размываемых пород, реагировал с ионами серной кислоты,,
что и привело к образованию барита.
Интересно отметить бескарбонатные прочные разности лёссовидных
пород, содержащие лишь незначительное количество углекислой извести.
Эти разности, по-видимому, следует отличать от каменных лёссов. Тако-
вы «погребенные лёссовидные суглинки», залегающие под лавовым по-
кровом на р. Раздан у с. Алапарс (Закавказье), описанные Н. И. Кири-
ченко (1954). Эти «суглинки» не реагируют на соляную кислоту, СаСОз,.
обнаружен в них лишь в количестве не более 0,3%. По мнению Н. И. Ки-
риченко, эти «суглинки крепки благодаря наличию в них большого коли-
чества полуторных окислов». От каменных лёссов их отличает высокая
(45,8—56,2% пористость, которая у каменных лёссов обычно не превы-
шает 40%. Мне думается, что возникает вопрос о принадлежности опи-
санной Н. И. Кириченко породы к вулканическому пеплу. Этот вопрос
не может быть пока решен ввиду отсутствия минералогических и хими-
ческих данных.
Впрочем, и некоторые осадочные бескарбонатные суглинки образуют
прочные разности. С. И. Конаныхин (1953) описал на р. Алей (Рудный
Алтай) желтовато-серый с зеленоватым оттенком суглинок, с тонкими
канальцами, вдоль которых наблюдается ржавая окраска. В породе на-
блюдаются горизонтальные трещины и вертикальная отдельность, раз-
бивающие ее на кусочки неправильной формы с длиной ребер от 5 до
10 см. Порода раскалывается от удара молотка и морфологически напо-
минает каменный лёсс Средней Азии, однако от 10%-него раствора НС1
не вскипает; Описанные в литературе (Минков, 1958) каменные лёссы
Болгарии имеют невысокое (8—10%) содержание СаСОз.
Несмотря на цементированность каменных лёссов, им, в большинстве
случаев, необходимо приписывать определенный гранулометрический со-
став. Каменные лёссы, за исключением наиболее сильно известковистых,
оставляют на руке налет пылеватых частиц, подобно обычному лёссу.
Некоторые каменные лёссы размокают: образец из с. Орловка развалил-
ся и провалился через сетку за 5 мин. 49 сек., с верховья р. Яван даже
за 30—50 сек., из Болгарии за 5 мин.— 5 мин. 30 сек.
Гранулометрический состав каменных лёссов и других прочных лёс-
совидных пород дан в прилагаемой таблице (табл. 10). Помимо данных
своих и М. Р. Москалева, я привожу результаты анализов М. П. Лысен-
ко (Яван) и Н. И. Кириченко (Раздан). Анализы образцов из Паркента,
Чимкента, Раватской долины, Орловки и Рудного Алтая выполнены мик-
роагрегатным способом. Анализы с р. Яван выполнены двумя методами
(микроагрегатным и дисперсным) и указывают на некоторую агрегиро-
ванность породы. Большая часть анализов показывает обилие в породе
лёссовой фракции (0,01—0,05 ми).
Каменные лёссы при нагрузке с замачиванием, несомненно, более
устойчивы, чем. типичный лёсс при тех же условиях. Одцако вышеуказан-
14а
Таблица 10
Гранулометрический состав и пористость каменнЫх лессов и других уплотненных лёссовидных пород
Местонахождение Процентное содержание фракций, мм Пори- стость, % Объемный вес, г/см3 Удельный вес, г/см3
А 0,50—1,00 0,25—0,50 м о 1 о 0,05—0,10 0,01—0,05 0,005-0,01 0,001— I -0,005 1 <0,001 1
Чаткальский хребет близ Паркента — 0,03 0,02 0,06 2,82 52,21 16,96 20,33 7,57 37,57 1,77 2,74
Кара-Тау севернее Чимкента Раватская долина (Туркестанский хребет) — 11,27 4,16 4,17 0,20 12,25 46,50 36,53 24,60 10,18 18,30 18,65 1( 2,79 ),4 38,4 1,73 2,75
Киргизский хребет близ с. Орловка — — — — —• — — 36,8 1,84 2,74
Таджикистан, верховья р. Иван (Микроагре- гатныЙ анализ) — — — 0,4 17,6 46,7 31 ,0 4,3 44,2 1,51 2,71
Таджикистан, верховья р. Я ван (дисперсный анализ) — — — — 0,2 51,4 24,6 23,8
Армения, р. Раздан близ с. Алапарс, среднее из 6 анализов — —* 2,! 33 ,4 32,7 12,8 12,3 6,6 54,5 1,61 2,71
минимальные значения — — 0,3 40,2 29,2 10,6 9,5 3,2 45,8 1,56 2,69
максимальные значения — — 51 - 29,5 40,8 17,3 15,7 11,9 56,2 1,78 2,73
Рудный Алтай, р. Алей; образец сглуб. 1,4 м —. — — 0,07 1,25 ' 52,95 16,05 29. ,68 39,0
с глуб. 1,6 м — — — 0,05 1,08 52,75 17,04 27,48 32,0 — —
с глуб. 2,0 м — — — 0,01 2,74 53,02 16,53 27,67 38,0 — —•
Замфирово (Болгария) — — — 16- -20 44- -50 30- -40 30—35 j 1,97 —
ные случаи размокания каменных лёссов свидетельствуют о том, что при
строительстве на этих грунтах влияние замачивания должно в каждом
необходимом случае проверяться опытным путем.
О происхождении каменных лёссов существует несколько точек зре-
ния. С. Ф. Машковцев придерживается взглядов о родниковом,
а В. В. Галицкий — об озерном происхождении некоторых разновидно-
стей этих пород. Надо указать еще следующие мнения.
И. А. Преображенский (1914) полагает, что каменный лёсс долины
Зеравшана образовался из речных лёссовидных пород в результате дав-
ления вышележащих толщ. Г. А. Мавлянов (1950, 1958) считает, что ка-
менный лёсс образуется при совместном воздействии давления вышеле-
жащих слоев и замачивания породы в течение длительного геологиче-
ского времени и, таким образом, является древним аналогом лёсса и лёс-
совидных пород. Эта порода обогащена карбонатами за счет привноса
их подземными водами.
К каменным лёссам близки шох, каличе, хардпан и другие сильноиз-
вестковистые, в той или иной мере лёссовидные породы.
Шохом в Узбекистане называются карбонатные цементированные
прослои, образующиеся в настоящее время на межгорных аллювиальных
равнинах и на конусах выноса на глубине от 0,5 до 1,5 м. Сходные с ними
образования возникают местами в Узбекистане в поверхностных слоях
луговых и лугово-болотных почв, где иногда в больших количествах ак-
кумулируется карбонат магния. Сильно загипсованный шох называется
арзыком (Кугучков, 1953).
Основная масса шохов состоит из пелитоморфного оглиненного кар-
боната, частично перекристаллизованного в кальцит. Количество доломи-
та в шохе Узбекистана выражается в сотых долях процента. Пелито-
морфный материал, выпадая из растворов, постепенно заполняет поры
почвы и придает шоху очень высокую плотность. Цементированию карбо-
натами подвергаются глинистые, суглинистые, песчаные и даже галечни-
ковые образования. По мнению Д. М. Кугучкова, шох не образуется ил-
лювиальным путем. Против гипотезы образования его в солончаках сви-
детельствует наличие, наряду с кальцием, некоторого количества магния,
поскольку, ввиду их неодинаковой растворимости, эти компоненты дол-
жны из раствора выпадать раздельно. Д. М. Кугучков приходит к выво-
ду, что шох образуется при участии организмов. Исследованиями уста-
новлено, что выпадение углекислого кальция из слоя воды рисового поля
происходит благодаря испарению и интенсивному развитию водорослей,
которые в дневные часы поглощают из воды COj.
В Закавказье накопление извести происходит в так называемых бело-
земах. Краткую характеристику их я даю по данным П. С. Бошкаряна
(1956). Почвы Армении, известные под названием белоземов, являются
суффозионно неустойчивыми. Они обладают просадочными свойствами
и легко размываются фильтрационными потоками. Это приводит к обра-
зованию провалов, разрушению облицовок каналов и резкому возраста-
нию фильтрации. О. Т. Карапетян считает белоземы продуктом разложе-
ния базальтов в условиях континентального климата, К. И. Паффенгольц
и А. П. Демехин — результатом переотложения кальциевых солей и це-
ментации ими рыхлых обломочных продуктов (гальки, дресвы, супесей
и т. д.). Исследования в Приереванском, Котайкском, Аштаракском, Ок-
темберянском, Эчмиадзинском и Талинском районах Армении показали
широкое распространение двух разновидностей сильнокарбонатных обра-
зований: карбонатной плиты и рыхлого карбонатного мелкозема. Эти
разновидности связаны как с базальтовыми лавами, так и с их туфами,
липаритами, обсидианами, порфиритами и другими эффузивами. Карбо-
натная «плита» — прочно сцементированная порода, состоящая из глыб
и обломков эффузивов, покрытых карбонатной коркой, или же из мелко-
10 Н. И. Кригер
145
зема с обломками эффузивов. По физико-механическим свойствам не-
разрушенная карбонатная плита приближается к скальным породам; при
наличии в плите трещин и пустот, заполненных рыхлым белоземом, здесь
могут развиваться просадочные и суффозионные явления. Вторая разно-
видность карбонатных пород представлена белесовато-желтым рыхлым
легким карбонатным (СаСО3 = 14,38—36,22%) суглинком, с преоблада-
нием (36,67—64,65%) фракции 0,005—0,01 мм, с большим количеством
дресвы, гравия и других включений. Пористость породы составляет 50—
58%, коэффициент относительной просадочности при увлажнении под
нагрузкой 3 кг!см2 составляет 0,234—1,360.
Образования, описанные в Северной Америке под названием каличе,
по-видимому, очень разнообразны по своему характеру. Некоторые их
разности, вероятно, близки к каменным лёссам и шоху (Сидоренко, 1958;
Bretz and Horberg, 1949).
ФОРМЫ НАХОЖДЕНИЯ КАРБОНАТОВ КАЛЬЦИЯ
И МАГНИЯ В ЛЁССЕ
Карбонаты кальция и магния в лёссе встречаются в различ-
ных формах: конкреции, корки, пленки, известковистые зерна, распылен-
ное состояние. Жизнь лёсса протекала, после его образования, в усло-
виях изменяющегося климата и рельефа, что наложило отпечаток на
формы нахождения карбонатов. Можно различить (Ларионов, 1955; Лы-
сенко, 1957; Ананьев, 1958, 1959) карбонаты первичные (сингенетические,
образовавшиеся одновременно с отложением осадка) и вторичные (эпи-
генетические, образовавшиеся в результате последующих миграций).
Различные формы присутствия извести в лёссе отмечал еще В. В. До-
кучаев. Он (1883) описывает в окрестностях с. Марьино (б. Обоянского
уезда) распределение СаСО3 «в виде чрезвычайно мелкой крайне запу-
танной сети ветвистых жилок». Образец лёсса из такого участка с глуби-
ны 1,5 м содержал в себе 22,09% углесолей. В этом же* районе некоторые
кротовины в лёссе «наполовину, если не больше, состояли из выделений
мелкозернистой СаСОз; остальная масса кротовины была или лёсс или
чернозем». При исследованиях в б. Нижегородской губ. В. В. Докучаев
(1886) наблюдал в лёссовидных суглинках выделения углекислой изве-
сти в виде примазок, трубочек, шариков.
Классификацию форм нахождения извести и других солей в лёссе
Средней Азии дал И. И. Трофимов (1953).
А. К. Ларионов (1955) устанавливает следующие формы карбонатов
в лёссовых породах юга Европейской части СССР: 1) тонкие кристаллы
(возможно, и микроагрегаты) размером меньше 0,005 мм; 2) средние
и крупные зерна, а также агрегаты размером больше 0,005 мм; 3) пятна,
представляющие скопления тонких зерен карбонатов, занимающие ино-
гда участки до 1,5—2,5 мм в поперечнике; 4) корочки и крупные скоп-
ления карбонатов (белоглазка, пленка карбонатов на стенках макропор).
По мнению А. К. Ларионова, породы с преобладанием тонкодисперсных
кристаллов карбонатов содержат малое количество водоустойчивых
агрегатов и, в соответствии с этим, являются просадочными.
Не вызывает сомнения, что углекислая известь присутствует в лёссе
в разных генерациях. Помимо приведенных выше данных И. И. Трофи-
мова и А. К. Ларионова, следует указать на исследования Э. Гунтера
(Guenther, 1953а, 1961), который различает в лёссе на территории ФРГ
(Кайзерштуль) известь первичную и вторичную. Первичная известь пред-
ставлена известковыми зернами (и конкрециями, диаметром до 0,7 мм)
и раковинами моллюсков. Последние в отдельных горизонтах лёсса так
обильны, что заметно влияют на количество извести в породе. Вторичная
146
(перемещенная при миграции) известь обычно представлена в виде тон-
ких известковых оболочек вокруг отдельных кварцевых и других зерен.
В верхней части толщи суглинков у Кайзерштуля, по наблюдениям
Э. Гунтера, известь, отложенная после оглинения породы, присутствует
в форме мелких белоснежных кристаллов, известковых зерен и выполне-
ний трещин и пустот. Вторичная известь затрудняет стратиграфическое
расчленение лёсса, маскируя горизонты древнего выщелачивания. По-
этому Э. Гунтер рекомендует под бинокуляром оценивать приблизитель-
но количество и величину вторичных белых известковых тел.
М, Теруджи (Teruggi, 1957) в лёссе Аргентины различает два вида
карбоната кальция: 1) конкреции, жилы и слои хардпана (каличе) и
тоска, залегающие на разных горизонтах; '2) частички, расеянные в массе
породы.
Первый тип образований признан эпигенетическим, В. Репке (Ropke,
1928) приводит интересное сравнение характера известковых оболочек
на зернах в лёссе и в морене («валунном мергеле»). Известь на зернах
в лёссе распределяется более равномерно, чем в морене, и в первом
случае лишь местами наблюдается усиление светло-бурого тона, указы-
вающее на местное уплотнение оболочки. Это утолщение оболочек вы-
ступает преимущественно на округлых зернах большого диаметра
(> 0,05 мм) и на выступающих углах мелких кварцевых осколков, тогда
как плоские обломки кварца и слюды окутаны известью равномерно. На
зернах морены известковые оболочки имеют неравномерную толщину.
На известковистые оболочки вокруг зерен и микроагрегатов в лёссе
указывают и другие исследователи (Swineford, Frye, 1951; Ambroz, 1947;
Рождественский, 1953).
Распределение карбонатов в лёссовой толще изучалось в катодных
и ультрафиолетовых лучах.
М. И. Ломонович (1951) описывает результаты электронного облуче-
ния образцов лёсса с ненарушенной структурой из Заилийского Алатау;
«Под действием этих лучей лёсс Заилийского Алатау дает равномерное
желтовато-красное свечение, т. е. несколько более бледное по сравнению
с кирпично-красным свечением, которое характерно для кристаллическо-
го кальцита. Поэтому иногда встречающиеся более крупные элементар-
ные зерна последнего хорошо выделяются на светящемся фоне породы.
Образцы лёсса, обработанные соляной кислотой, свечения не дают. Из
этих опытов следует, во-первых, что карбонаты в лёссе представлены,
главным образом, кальцитом; во-вторых, он весьма равномерно распре-
делен в массе лёсса в виде сильно распыленных тонкодисперсных частиц,
облекающих зерна других минералов (силикатных), благодаря чему све-
тится вся порода» (стр. 76). М. И. Ломонович заключает, что подобное
равномерное распределение карбонатов могло произойти только при од-
новременном с породой их накоплении, что возможно только при эоло-
вом способе образования лёссов. Аналогичные мысли высказывает
А. К. Ларионов (1955). Подобный вывод едва ли следует считать доста-
точно обоснованным.
А. К. Ларионов изучал лёссовые породы с ненарушенной структурой
в ультрафиолетовых лучах. Так как интенсивность свечения карбонатов
зависит от примесей в кристаллических решетках минералов, «то приме-
чательно, что в составе лёссовых пород почти во всех случаях оказы-
ваются, наряду с зернами и агрегатами карбонатов со слабым свече-
нием, агрегаты и зерна с сильным свечением. Это свидетельствует о том,
что в лёссовых отложениях имеются карбонаты, образовавшиеся разно-
временно и, следовательно, имеющие разный характер состава примесей.
По интенсивности свечения выделяются зерна, слабо светящиеся, отли-
чающиеся большой дисперсностью и более равномерным распределением
10*
147
в массе, а также крупные агрегаты и зерна, крайне неравномерно рас-
пределенные в породе. Белоглазка дает в большинстве случаев сильное
свечение» (Ларионов, 1955). По этой причине карбонаты с сильным све-
чением А. К. Ларионов относит к новообразованиям.
СВЯЗЬ КАРБОНАТНОСТИ ЛЕССА
С ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ СРЕДОЙ
Вопрос о связи известковистости лёсса с географической средой
разработан весьма слабо.
По мнению А. К. Ларионова (1955), количество карбонатов в лёссо-
вых породах Европейской части СССР изменяется географически и не
зависит от генезиса породы. Однако Г. А. Мавлянов находит, что генезис
лёссовых пород Средней Азии до известной степени влияет на содержа-
ние в породе карбонатов.
По мнению Г. А. Мавлянова (1958), количество СаСОз в так назы-
ваемых «пролювиальных» лёссовых породах Голодностепского и Самар-
кандского плато меняется, по данным валовых анализов, в пределах
0,39—23,81 %, молекулярное отношение СаСОз: MgCOs изменяется в ши-
роких пределах от 1,12 до 182,00. В лёссовидных породах делювиаль-
ного происхождения количество СаСО3 и MgCOs зависит от состава ма-
теринских пород, давших начало образованию делювия. Лёссовидные
породы, образовавшиеся за счет выветривания известняков, иногда со-
держат до 39% и даже более 92% СаСО3. Наименьшее содержание кар-
бонатов, по Г. А. Мавлянову (1958), в Средней Азии наблюдается в лёс-
совидных породах элювиального происхождения.
Представляет интерес зависимость количества СаСОз в лёссе и лёссо-
видных породах от рельефа местности. В лёссовых породах, лежащих на
склонах, количество СаСОз увеличивается вниз по склону (Б. Б. По-
лынов, Р. Рассел, А. Н. Розанов, Г. А. Мавлянов). Вероятно, эти указа-
ния относятся к лёссовым породам делювиального или, может быть, про-
лювиального происхождения (Мавлянов, 1958, стр. 202, 286).
Б. Б. Полынов (19346), как говорилось выше, рассматривает лёсс как
карбонатную аккумулятивную кору выветривания, лежащую в идеаль-
ном случае на склоне выше области хлоридно-сульфатной аккумулятив-
ной коры выветривания и ниже области сиаллитного выветривания. Под-
черкивая «геоморфологическую зависимость карбонатных аккумулятив-
ных плащей от питающих их, выщелачивающихся и ныне, сиаллитных
водоразделов», Б. Б. Полынов обращает внимание на распространение
лёссов не только к югу, но и к северу от главного водораздела, отделяю-
щего воды Понто-Каспийского бассейна от вод Северного Ледовитого
океана (например, в бассейне Северной Двины). По словам Б. Б. Полы-
нова, «еще более резко выступают эти отношения в области небольших
лёссовых пролювиальных плащей. Так, например, в Северной Монголии
лёссовые террасы или террасы, сложенные лёссовидными карбонатными
суглинками и супесями, в верховьях рек Орхона, Селенги и других, ме-
няются в составе, переходя в более выщелоченные отложения. Они резко
«граничат с выщелоченным делювием спускающихся к ним горных скло-
нов системы Кентея и Хангая. В этих случаях граница между карбонат-
ным и бескарбонатным отложением занимает пространство, измеряемое
десятками шагов, и отнюдь не связана с изменением даже микроклима-
тических условий, но лишь исключительно рельефа».
В Северной Америке установлено (Leighton, Willman, 1950), что коли-
чество СаСОз в лёссе обратно пропорционально его мощности. Этим объ-
ясняется убывание СаСОз в лёссовых породах по мере удаления от
р. Миссисипи.
148
ПРОИСХОЖДЕНИЕ УГЛЕКИСЛОЙ ИЗВЕСТИ
В ЛЕССЕ
Различные гипотезы допускают образование извести в лёссе
в результате протогенетических процессов, сингенетического переотложе-
ния, сингенетических почвообразовательных процессов, эпигенетического
отложения из поднимающихся капиллярных растворов.
Гипотеза протогенетического образования углекислой извести. Со-
гласно этой гипотезе, включения извести в породе образовались еще до
переноса и отложения породы. Эта гипотеза, насколько мне известно,
никогда не получала четкого оформления и широкого распространения,
хотя можно указать исследователей, считающих, что при эоловом отло-
жении лёсса переносимая ветром пыль должна была содержать значи-
тельное количество углекислой извести. Например, В. А. Обручев (1948)
приходит к выводу, что химический состав первичного лёсса соответ-
ствует его эоловому генезису. В частности, окись кальция в количестве
от 4 до 15% (большей частью выше 10%) является продуктом разруше-
ния известняков, мергелей, известковых песчаников и сланцев и извест-
ково-натриевого полевого шпата изверженных пород.
Гипотеза сингенетического переотложения углекислой извести. Эта
гипотеза вне связи с почвообразовательными процессами, по-видимому,
имеет значение для объяснения известковистости некоторых лёссовидных
пород аллювиального происхождения.
Перенос реками карбонатов кальция и магния имеет различный ха-
рактер в разных физико-географических условиях (Страхов и др., 1954).
В воде рек гумидных равнин севера и тропиков наблюдается наиболее
низкое содержание карбонатов. Оно возрастает в воде рек засушливых
районов, особенно в летнее время, когда СаСОз может даже выпадать
из раствора, образуя тонкозернистую механическую взвесь. Анализ па-
водковых мутей обнаруживает СаСОз в устьях; Днепра — 3,0—3,5%,
Дона — 6,14% и Волги — 2%. Характерно большое количество карбона-
тов во взвешенном состоянии в горных и предгорных реках. Карбонат-
ность мути на реках, по данным анализов (Страхов и др., 1954), прибли-
зительно составляет: на Куре 15%, на Аму-Дарье 16%, на Сыр-Дарье
21%, на Или 16%. Наряду с СаСОз здесь имеется и MgCO3 (1—2%)).
Например, в составе мути Сыр-Дарьи количество СаСОз близко к тому,
которое наблюдается в лёссе. Сходство этой мути с лёссом еще увеличи-
вается, если обратить внимание на ее гранулометрический состав с до-
статочно высоким содержанием лёссовых фракций. Однако было бы
ошибочным приводить подобное явление в обоснование аллювиального
происхождения типичного лёсса. Поскольку значительная часть бассей-
на Сыр-Дарьи приурочена к лёссовому району, то лёсс является источ-
ником мути этой реки. Таким образом, здесь наблюдается по большей
части процесс разрушения, а не созидания лёсса. Подобным путем могли
образовываться лишь лёссовидные породы, неоднократно описывавшие-
ся как «вторичный лёсс», «пойменный лёсс», «болотный лёсс», «озерный
лёсс» и т. д. Эти лёссовидные породы обычно не создают мощных не-
слоистых однородных толщ.
Накопление углекислой извести под влиянием сингенетического поч-
вообразования. Поскольку лёсс является субаэральным образованием,
естественно объяснить накопление в нем карбонатов кальция и магния
за счет сингенетических почвообразовательных процессов. Эта попытка
является тем более законной, что по существующим представлениям
углекислый кальций в природе выделяется главным образом при участии
организмов (Вернадский, 1934).
В современной картине распределения почв в Евразии образование
карбонатных продуктов выветривания лёссовидного типа характерно для
149
сероземов и каштановых почв (Герасимов, 1939). Еще более интенсив-
ные процессы карбонатообразования, .приводящие к созданию особых из-
вестковых кор, характерны для окраин субтропических пустынь (напри-
мер, в Африке).
А. Н. Розанов (1951) считает возможным различать три главные типа
выветривания в пустынных областях, а именно образование: 1) обога-
щенного карбонатами элювия в северных пустынях умеренного пояса;
2) насыщенного основаниями и остаточно-карбонатного сиаллитного
элювия в южных пустынях того же пояса и пустынных областях субтро-
пической зоны; 3) насыщенного основаниями аллитного элювия с крем-
невыми и карбонатными корами, свойственного пустынным областям
тропических широт.
По мнению В. Н. Розанова (1951, стр. 83), «сероземная зона Средней
Азии в пустынной ее части целиком входит в область развития насыщен-
ной основаниями остаточно-карбонатной сиаллитной коры выветривания
и тем самым отграничивается от зоны пустынно-степных бурых почв и
красноцветных пустынных почв тропических широт». К сероземной зоне
А. Н. Розанов относит равнинные, предгорные и частично низкогорные
области Средней Азии и Южного Казахстана, включающие пустынный
и пустынно-степной географические пояса. За пределами нашей страны
сероземы и близкие им почвы распространены в Китае, северо-западной
части Индии, Афганистане, Иране, Ираке, Сирии, в северной части Афри-
ки, в Австралии, США и Аргентине (Герасимов, Глазовская, 1960). Сле-
дует отметить, что зона распространения современных сероземов и тер-
ритория распространения лёсса совпадают лишь частично; в северном
полушарии сероземная зона в общем сдвинута немного к югу по сравне-
нию с лёссовым поясом. Однако, учитывая, что распространение серозе-
мов связано не только с температурными условиями, но и с аридностью
климата, нельзя исключить возможность того, что плейстоценовые лёссо-
вые почвы были близки к современным сероземам.
А. Н. Розанов (1951) считает, что карбонатность материнских пород
(в том числе лёсса) в сероземной зоне является следствием незакончив-
шегося выноса углесолей из выветривающихся карбонатных пород, т. е.
по своему происхождению она является остаточной. «Так как карбонат-
ные осадочные породы явно преобладают в литосфере земной коры серо*
земной зоны над всеми другими, то значение породно-остаточной карбо-
натности в образовании всеобщего карбонатного фона почв и материн-
ских пород здесь весьма велико». Повсеместной карбонатности материн-
ских пород сероземной зоны способствует также перемещение громадных
количеств карбонатов щелочноземельных оснований с твердым стоком
рек. Относительно высокое содержание MgCO3 в лёссе Ферганского хреб-
та (до 18% от суммы) находит удовлетворительное объяснение в прямом
и косвенном (через растворы) влиянии столь распространенной здесь
доломитовой коры выветривания.
Ф. Мюнихсдорфер (Miinichsdorfer, 1926) вслед за Э. Гильгардом раз
личает почвы засушливых и гумидных областей, в которых испарение
соответственно превышает или имеет меньшее значение, чем количество
атмосферных осадков. Для почв засушливых областей характерно повы-
шенное содержание водорастворимых солей, особенно углекислого
кальция.
Таким образом, имеются серьезные основания считать, что углекислая
известь в лёссе могла возникнуть в результате процессов почвообразова-
ния и выветривания при седиментации породы. Эта идея кажется наибо-
лее вероятной, хотя мы сталкиваемся с некоторыми трудностями при по-
пытке найти ее прямые доказательства. Эти трудности связаны как с не-
достаточной изученностью вопроса о формах нахождения извести в поч-
вах и лёссе, так и с эпигенетическими изменениями лёсса, выражающи-
150
мися прежде всего в миграции извести. Выше было показано, что следы
органического мира в лёссе свидетельствуют об открытых степных, ве-
роятно, достаточно сухих пространствах. Если руководствоваться анало-
гиями с современными ландшафтами, то можно предположить образова-
ние лёсса и его известковистости в условиях теплых степей и пустынь.
Из исследователей последнего времени следует указать на В. Амброжа
(Ambroz, 1947), который считал, что в холмистых районах Чехословакии
накопление карбоната кальция и лимонита в лёссе свидетельствует о хи-
мическом выветривании. Это выветривание, по его мнению, не могло про-
исходить в холодных условиях ледниковых эпох, а должно было иметь
место в межледниковье. Такой концепции противоречат современные
представления большинства исследователей, согласно которым образо-
вание лёсса происходило в суровых перигляциальных условиях. Вероят-
но, этого противоречия можно избежать, допустив образование лёсса в
степях на периферии перигляциальной зоны и по ее окраинам.
С другой стороны, надо иметь в виду, что накопление растворимых
солей широко распространено даже в арктических условиях. Это позво-
ляет искать внутри перигляциальной зоны условия, благоприятные для
образования породы со многими свойствами лёсса.
При дальнейших исследованиях было бы важно подвергнуть деталь-
ному изучению первичную и вторичную углекислую известь в лёссе на
разном удалении от границ распространения его, а также в ископаемых
почвах.
Накопление углекислой извести из водных растворов. Предположение
об эпигенетическом происхождении углекислой извести в лёссе выска-
зывалось многими исследователями.
Циммерман связывает известь в лёссе с выделением из растворов,
поднимающихся по капиллярам снизу. Однако нередко наблюдается вы-
сокое содержание извести в лёссе в условиях отсутствия ее в подсти-
лающих породах. Резкое исчезновение извести при переходе от лёсса
к нижележащим отложениям и другие данные не позволяют объяснить
известковистость лёсса деятельностью поднимающихся снизу растворов
(Ropke, 1928).
По мнению Б. Б. Полынова (1934), характерные для лёсса «видимые
простым глазом пронизывающие его поры и его способность давать вер-
тикальные откосы указывают на то, что углекислый кальций был прине-
сен грунтовыми и почвенными водами в форме образовавшихся в толще
лёсса растворов бикарбоната кальция. Поднимаясь по капиллярам и в
форме пленочной воды, растворы выделяли углекислоту, что обусловило
образование пор, а выделившийся углекислый кальций явился цементом,
скрепившим частицы лёсса преимущественно в вертикальном направ-
лении».
Учитывая вышеприведенные данные о формах нахождения углекис-
лой извести в лёссе, следует заключить, что гипотеза Б. Б. Полынова не-
применима по крайней мере к тонкорассеянной первичной форме этого
соединения. Однако вопрос о миграциях углекислой извести имеет боль-
шое значение для понимания причин известковистости лёссовых пород.
Строгая приуроченность наиболее известковистых горизонтов в лёссе
К основаниям гумусовых горизонтов (ископаемых почв), по моему мне-
нию, говорит о слабой интенсивности миграции углекислой извести
в этой породе. Эпигенетические процессы часто выражаются лишь в
перекристаллизации, в образовании конкреций из местного материала
и в перемещении углекислой извести на незначительное расстояние.
По данным В. И. Крокоса (1924), «в большинстве случаев карбонат-
ные горизонты ископаемых почв содержат больше углекислоты, чем со-
ответствующие им гумусовые горизонты». Тем не менее «гумусовые гори-
зонты ископаемых черноземов содержат значительные количества карбо-
151
натов. Поэтому невольно рождается мысль о последующих передвиже-
ниях карбонатов в лёссовидной толще».
Интересные данные о вертикальном распределении количества СаСО3
и гумуса в лёссовой толще приведены также С. С. Морозовым (1932);
они позволяют сделать аналогичные выводы.
Не может быть сомнения, что процесс перемещения карбонатов в тол-
ще лёсса имел место не только после его отложения, но и в период этого
отложения. Поэтому заслуживает внимания точка зрения эолистов, изу-
чавших североамериканские лёссовые породы. М, Лайтон и Г. Уиллмэн
(Leighton, Willman, 1950) полагают, что в некоторых случаях бескарбо-
натность эоловых силтов в бассейне р. Миссисипи является первичной.
Они пытаются критиковать точку зрения Рассела, считавшего карбонат
кальция неотъемлемым компонентом лёсса. По данным X. Смиса (Smith,
1942), изучавшего пеорийский лёсс Иллинойской долины, содержание
карбоната кальция в лёссе уменьшается с удалением от правого крутого
склона этой долины соответственно уменьшению мощности лёсса в том
же направлении. Подобное явление объясняют активным растворением
СаСОз в период отложения лёссового материала. По мере накопления
лёссового материала, благодаря выщелачиванию, происходила постоян-
ная потеря СаСОз, которая становилась большей при снижении интен-
сивности аккумуляции материала. Полагают, что в южной части штата
Иллинойс широко распространен лёсс, потерявший всю свою известкови-
стость во время накопления лёссового материала (мне думается, ука-
занные неизвестковистые породы не следует считать настоящим лёссом).
Глава IX
КОНКРЕЦИИ В ЛЁССЕ
МОРФОЛОГИЯ КОНКРЕЦИЙ
В лёссе и лёссовидных породах встречаются конкреции, ко-
торые состоят по большей части из углекислой извести, реже — являются
гипсово-известковистыми и даже гипсовыми. Для известковистых кон-
креций характерно повышенное содержание кремнезема; в некоторых
случаях в лёссовых породах указываются кремнистые, кремнисто-же-
лезистые и железисто-марганцовистые конкреции.
Конкреции в современных почвах несут на себе отпечаток тех условий
и реакций, которые имели место в процессе образования и диагенеза
осадка или в процессе возникновения и развития почвы (Македонов,
1957; Мамаева, 1940). Учитывая, что лёсс в ходе накопления, безусловно,
подвергался воздействию почвообразующих процессов и что некоторые
конкреции в лёссе могут быть сингенетичными образованиями, весьма
желательно было бы применить указанную точку зрения почвоведов к
конкрециям из лёсса. Если допустить эпигенетическое происхождение
конкреций, то встает вопрос о способе передвижения углекислой извести
и других компонентов в сухом лёссе. Таким образом, с конкрециями мо-
жет быть связан большой ряд важных вопросов геологии лёсса. К сожа-
лению, эти интересные включения до сих пор редко подвергались деталь-
ному исследованию. Химизм, минералогический состав, связь с погребен-
ными почвами и географическое распространение конкреций в лёссе
известны совершенно недостаточно.
Известковые конкреции довольно часто встречаются в лёссе. Они
носят название журавчиков, дутиков, лёссовых кукол, погремков и т. д.
Известковые конкреции встречаются то одиночно, то образуют вере-
ницы и прослойки в толще лёссовых пород. Диаметр конкреций колеблет-
ся от долей сантиметра до 0,1 м и больше.
А. Малицкий (Malicki, 1946) описывает в лёссе Венгрии у впадения
р. Тиссы в р. Дунай гигантские известковые конкреции, длиной 0,5—
0,6 м и толщиной 0,3—0,4 ж.
Некоторые конкреции имеют в центре пустоты, вероятно, связанные
с дегидратацией вещества (Супрычев, 1936). Длинные оси конкреций
нередко являются вертикальными. Это обстоятельство для китайского
лёсса указывали еще Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1877) и Т. Кингсмилл
(Kingsmill, 1870).
Конкреции из лёсса Бекляр-Бека (Бекляр-Бега) в окрестностях Таш-
кента описывает К. Шмидт (1882). По его данным, они «образуют вере-
тенообразные, кристаллические конкреции, от 3—7 мм толщиной и
2—4 см длиной, цвета желтого до светло-коричневого, часто с остатками
корневых мочек, послуживших ядром для инкрустаций». По наблюдениям
А. Миддендорфа (1882), в лёссе Ферганы «продольные оси конкреций
имеют вертикальное положение, так как они во время образования
должны приноравливаться к трубочкам в лёссе». По наблюдениям
153
к. М. Феофилактова (1879) в лёссе б. Полтавской губернии известко-
вые конкреции иногда образуют вертикальные ряды, состоящие из
трех-четырех цилиндрических элементов, соприкасающихся своими
концами.
Иногда известковые конкреции, по-видимому, приурочены к быв-
шим пустотам в лёссовых породах. В. В. Докучаев (1883) описывает в
окрестностях с. Томашевки быв. Уманьского уезда трубчатые ходы
б лёссе, выполненные нередко выделениями СаСО3. В окрестностях
ст. Марьино, в быв. Обоянском уезде, большая часть СаСОз распреде-
ляется по лёссу «в виде чрезвычайно мелкой крайне запутанной сети вет-
вистых жилок». Взятый из такого участка с глубины 1,5 м образец лёсса
содержал в себе, по данным В. В. Докучаева, 22,09% углекислых солей.
Подобного рода известковистые прожилки, может быть, следует связы-
вать с выполнением ходов червей углекислой известью. В. В. Докучаев
в этой же местности наблюдал в лёссе кротовины, которые наполовину,
если не больше, состояли из выделений мелкозернистой СаСО3; осталь-
ная масса кротовины была или лёсс или чернозем.
К- А. Баранов (1953) сделал опыт классификации конкреций из лёсса
Днепропетровска и Харькова. Он различает:
1. Журавчики — конкреции неправильной формы, до 17 мм в длину.
Сложены случайно сросшимися шарообразными или близкими по форме
конкрециями, диаметром 4—5 мм.
2. Дутики — конкреции, имеющие форму, близкую к шарообраз-
ной, диаметр 14—22 мм. Внутри — широкая полость, Толщина стенок
2 мм.
3. Куколки — вытянутые в вертикальном направлении цилиндрооб-
разные конкреции, высотой 70—100 мм\ являются сростками шарообраз-
ных конкреций, диаметром 8—16 мм. Внутри конкреций имеются две или
три радиальные трещинки.
4. Погремыши (погремки)—конкреции неправильной шарообразной
формы, диаметром от 36 до 44 мм. Некоторые погремыши заметно сплю-
щены, вытянуты в горизонтальном направлении, имеют длину до 100 мм.
Внутренняя часть конкреций рассечена ветвистыми трещинами, обособ-
ляющими один или несколько кусочков ядерного материала, благодаря
чему они при встряхивании издают шум.
Указанные К. А. Барановым типы известковых конкреций характе-
ризуют их наиболее часто встречающиеся разновидности, но далеко не
исчерпывают всего их разнообразия. Форма и размеры конкреций могут
быть весьма различными.
Любопытные мергельные конкреции крупного размера были описаны
В. А. Обручевым (1900) в Китае на пути от Пекина до Тай-юань-фу.
Конкреции были сосредоточены в виде прослоев. Вес конкреций 16—24 кг,
объем было трудно определить из-за неправильной их формы. «В каж-
дом горизонте конкреции или рассеяны порознь, или же сцеплены своими
многочисленными отростками, так что получается пласт какой-то пеще-
ристой мергельной породы, в которой пустоты заполнены лёссрм».
Более часто, чем подобные гигантские конкреции, в лёссе встречаются
мелкие конкреционные образования: выполнение и инкрустация каналь-
цев и даже агрегаты, диаметром в десятые и сотые доли миллиметра.
Часто встречаются мелкие конкреции, ветвящиеся наподобие корней рас-
тений (Roth, 1888; Pavai-Vaina, 1912).
По данным В. В. Добровольского (1955, 1956, 1957), изучавшего из-
вестковые конкреции юга Европейской части СССР, характерной осо-
бенностью конкреций является четкое разделение их массы на перифери-
ческую зону и центральное ядро. Периферическая зона состоит из мате-
риала более светлого и рыхлого, чем центральное ядро. Последнее,
в свою очередь, сложено материалом грязноватого светло-серого цвета,
154
имеющим значительную плотность, «трещины усыхания» и пустоту
в центре.
Интересной деталью структуры карбонатных стяжений являются сле-
ды колломорфной структуры, наблюдаемые в шлифах в проходящем све-
те при параллельных николях. Они выражаются концентрически распре-
деленными тончайшими черными включениями, являющимися, по-види-
мому, пелитовыми частицами, бывшими в коллоидном растворе и
сохранившими свое расположение после раскристаллизации карбонатной
массы (Добровольский, 1956, 1957).
СОСТАВ КОНКРЕЦИЙ
По составу можно различить следующие разновидности кон-
креций в лёссе: карбонатные (кальцитовые, доломитовые, доломито-
кальцитовые) , сульфатные (гипсовые), сульфатно-карбонатные (каль-
цитово-гипсовые и другие), кремнистые (кремнисто-известковистые и
известково-кремнистые), окисно-железисто-марганцевистые и известково-
железисто-марганцевистые.
Обычно считают, что различные конкреции могут быть свидетелями
определенных физико-географических условий образования и диагенеза
породы: карбонатные — семиаридного и семигумидного климата, карбо-
натно-железисто-марганцевистые (в разных горизонтах) — лесостепной
зоны, гипсовые — зоны сухих степей и полупустынь (Македонов, 1957).
Наиболее часто конкреции в лёссовых породах состоят из карбонатов
кальция и магния. От этих конкреций наблюдаются постепенные пере-
ходы к конкрециям, с одной стороны, гипсовым, с другой — кремни-
стым.
Карбонатные стяжения слагаются из трех составных частей: 1) кар-
бонатной массы, слагающей основную массу вещества стяжений; 2) ок-
клюдированного материала, содержащегося в карбонатной массе, но не
входящего в химическую структуру карбонатов (извлекается 5%-ной
соляной кислотой); 3) кластического материала, представляющего собой
включения окружающей породы, захваченные карбонатной массой при
ее образовании; этот материал не извлекается 5%-ной соляной кислотой
(Добровольский, 1956).
Карбонатная масса в конкрециях присутствует в различном количе-
стве, иногда достигая 93—95% (Pavai-Vajna, 1912).
Как свидетельствует В. В. Добровольский (1956), обычно карбонат-
ную массу известковых конкреций в лёссовых породах по химическому
составу и оптической характеристике следует относить к кальцитам
с подчиненным количеством доломита. Однако в конкрециях из лёсса
Бекляр-Бека, по данным К. Шмидта (1882), «петрифицирующим мате-
риалом является настоящий кристаллический доломит».
П. Я. Армашевский (1883) подверг микроскопическому исследованию
известковистые выполнения трубчатых ходов из лёсса быв. Чернигов-
ской губернии. По данным П. Я. Армашевского, «углекислая известь яв-
ляется здесь в виде мелких кристаллов — ромбоэдров, то тупых, то ост-
рых, расположенных четкообразно в ряды по длине трубочек; иногда
кристаллы принимают также игольчатую форму».
По исследованию В. В. Добровольского (1956, 1957), размер карбо-
натных зерен, слагающих известковые конкреции, обычно составляет не-
сколько микронов и не превышает 0,01 лш, форма зерен слабо удлинен-
ная. Зерна отделяются одно от другого тончайшими пленками гидро-
окислов железа. К. А. Баранов (1953) изучал под микроскопом известко-
вые конкреции из лёсса Днепропетровска и Харькова. По его данным,
различные выделенные им типы конкреций (см. выше) состоят из изве-
стковистого алевролита, цемент — поровый, состоит из карбоната пелито-
155
вой структуры. Полость дутиков выстлана пленкой темно-серого креп-
кого клеевидного карбоната, рассеченного сетью тонких неглубоких,
трещинок. Более сложное, зональное строение имеют погремцши. Их
ядро сложено клеевидным известковистым материалом, окаймляется
концентратом темно-серого цвета толщиной 1 мм того же состава; с по-
верхности конкреции заключены в светло-серую оболочку более слабого
известковистого алевролита, структурно аналогичного алевролиту жу-
равчиков, дутиков и куколок.
Большой интерес представляет нахождение в известковистых конкре-
циях аморфного кремнезема. В известковистых конкрециях из южнорус-
ского лёсса, изученных В. В. Добровольским, кремнекислота сорбиро-
вана в небольшом количестве, но во многих других случаях количест-
во растворимой в соляной кислоте кремнекислоты является повышен-
ным.
А. В. Гуров (1889), изучая под микроскопом известковистые дутики,
нашел в них угловатые зерна кварца и полевого шпата. Химический
анализ конкреций показал присутствие аморфного кремнезема. Иногда
содержание кремнезема так велико, что конкреция не вскипает от НС1.
Такие, почти кремневые, дутики А. В. Гуров указывает в лёссе у мыса
Соколок на р. Ворскле.
Н. И. Кириченко (1956) на основании изучения конкреций из лёссо-
вых пород Кривого Рога отметил, что количество кремнекислоты в кон-
крециях убывает (соответственно количество углекислых солей увеличи-
вается) с увеличением абсолютной высоты местности от 90 до 130 м. По
моему мнению, в описываемом Н. М. Кириченко случае, вероятно, играет
роль не высота местности (высотные различия очень небольшие), а какие-
то другие факторы, изменяющиеся в горизонтальном направлении. Одна-
ко замечания Н. И. Кириченко о том, что на участках развития конкреций
с более высоким содержанием углекислых солей наблюдается более
низкое содержание их в самих лёссовых породах, представляет интерес.
Заслуживает упоминания, что в гипсовых конкрециях из лёссовых
пород Кривого Рога также довольно велико (8,1—25,3%) содержание
SiO2.
Высокое содержание кремнезема (до 34,8%) имеют конкреции из лёс-
совых пород Германии (Scheidig, 1934). По данным Р. Штаппенбека
(Stappenbeck, 1925), конкреции тоска из лёссовых пород пампасских об-
разований имеют содержание кремнекислоты до 60,4% при невысоком
содержании углекислой извести. Столь высокое содержание кремнекис-
лоты в этих конкрециях наблюдается далеко не всегда. По данным
Р. Штаппенбека, содержание СаО в тоска доходит до 22—27%. С. Рот
(Roth, 1888), описывая пампасские отложения, рассматривает тоска как
известковые конкреции (не приводя анализов). Тоска нередко переходят
в сплошные известковистые плиты. В этом случае Штаппенбек сближает
их с образованиями, носящими в западной части США название «hard-
pan», которые, как известно, иногда являются иллювиальными горизон-
тами почв. В лёссе из окрестностей Парижа описаны мелкие
(0,2—2,0 мм) конкреции, содержащие SiO2 — 50,8 %, А12О3 — 8,6 %
Fe2O3— 15,3%, СаО —0,7%, MiO — 8,0 (Mazenot, Cailleux, 1958).
Состав окклюдированных компонентов в известковых конкрециях,
по данным В. В. Добровольского, довольно разнообразен. Сюда, кроме
SiO2, входят А12О3, Fe2O3 и гидроокислы железа. Каждый из этих компо-
нентов встречается как в нерастворимом остатке, так и в растворимой
(окклюдированной) части. Кроме того, спектральный анализ конкреций
из лёсса Европейской части СССР обнаружил ряд элементов примесей:
Ti, Zr, Sr, Ba, Cr, Mn, Ni.
156
УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ КОНКРЕЦИЙ
Если конкреции присутствуют в лёссовых породах, то они яв-
ляются равномерно рассеянными в толще или собраны в отдельные
горизонты.
Горизонты конкреций впервые подвергли изучению в китайском лёссе
Ф. Рихтгофен (Richthofen, 1872, 1877) и Т. Кингсмилл (Kingsmill, 1870).
Ф. Рихтгофен отмечал, что прослои конкреций являются продолжением
прослоев щебня, вторгающихся в лёссовую толщу со стороны гор. На еще
большем удалении от гор выклиниваются и прослои конкреций. По на-
блюдениям Ф. Рихтгофена, они являются плоскостями раздела, к кото-
рым часто приурочены поверхности лёссовых террас. В действительности
же образование лёссовых террас, вероятно, не связано с наличием про-
слоев конкреций, но здесь я не могу подробнее останавливаться на этом
вопросе. В некоторых случаях прослои конкреций выдерживаются на зна-
чительном протяжении. В. А. Обручев (1900) в провинции Шаньси про-
слеживал некоторые прослои протяжением на версту и более.
На Велико-Анадольском участке, по данным Г. Н. Высоцкого (1899),
наблюдается горизонт рыхлых известковых журавчиков на глубине
1,0—1,5 ж, а под погребенным гумусовым слоем — второй горизонт более
крупных и твердых журавчиков на глубине 4,15—4,40 м. Ниже, в толще
лёссовых пород, Г. Н. Высоцкий наблюдал отдельные очень твердые вер-
тикально вытянутые журавчики.
Вертикальную зональность в распространении различных видов кон-
креций в лёссе отмечает для Украины К. А. Баранов (1953). В разрезах
Днепропетровска и Харькова из нижней части лёсса наблюдаются погре-
мыши, тогда как куколки и журавчики занимают более высокое положе-
ние в нем. К. А. Баранов видит в этом указание на маркирующее значе-
ние конкреций. Однако этот вывод не следует считать доказанным, по-
скольку происхождение конкреций не подверглось в этих случаях спе-
циальному изучению и, кроме того, возраст прослоев конкреций не был
датирован другим способом.
Весьма важно отметить, что в некоторых случаях горизонты конкре-
ций располагаются ниже погребенных гумусовых слоев. Такого рода яв-
ления отмечены Г. Н. Высоцким (1899а), А. А. Красюком (1916), Шер-
фом (Scherf, 1938) и др.
Эти явления позволяют усматривать связь происхождения конкреций
с древними почвообразовательными процессами.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ КОНКРЕЦИЙ
Образование конкреций может происходить под влиянием хи-
мических и биологических процессов.
Среди конкреций, вслед за М. С. Швецовым (1948), можно различить
сингенетические (образованные в период отложения осадков), поздне-
диагенетические (образованные в период отложения осадка, но на не-
которой глубине его) и эпигенетические (образованные после превраще-
ния осадка в породу).
Между этими типами конкреций могут существовать переходы. Есть
основания думать, что в лёссовых породах встречаются генетически раз-
личные конкреции.
Сингенетические конкреции. На современной поверхности
в засушливых районах наблюдаются карбонатные конкреции как хими-
ческого, так и биогенного происхождения.
В пустынных равнинах Средней Азии, преимущественно в песчаных
областях, на поверхности образуются карбонатные конкреции, получив-
157
шие местное название «аккырш» (Виталь, 1950; Иванова и др., 1930).
На поверхности структурных или солонцовых гипсоносных сероземов,
а также на такырных поверхностях в Средней Азии наблюдаются очень
твердые корки, иногда напоминающие кремневые и имеющие обычно об-
работанную коррозией поверхность. Исследования показали (Иванова
и др., 1930), что эти корки легко растворяются в соляной кислоте, состоят
преимущественно из карбонатов и содержат лишь небольшое количество
кремнекислоты. Эти образования морфологически отличаются от обыч-
ных известковых конкреций в лёссовых породах, хотя и могут иметь
с ними сходство в химическом отношении. Общая слабая изученность по-
добных корок, с одной стороны, и включений в лёссовых породах — с дру-
гой, не позволяет сказать, встречаются ли эти корки в лёссовых породах,
хотя этот вопрос заслуживает освещения.
В прибрежных частях соленых озер в засушливых районах описаны
карбонатные конкреции (Виталь, 1950), аналоги которых, по-видимому,
можно встретить в разновидностях лёссовых пород типа «озерного лёс-
са» Ф. Рихтгофена.
В. П. Маслов (1952) отмечает роль организмов в образовании неко-
торых карбонатных желваков. Желваки, образованные синезелеными
водорослями, характеризуются тем, что остатков от самой водоросли
обычно нет. При описании происхождения таких конкреций В. П. Маслов
ссылается на наблюдения Д. Маусона, который «описал известковые ле-
пешки, или «бисквиты», как он их назвал, из луж на берегах Австралии.
Эти пересыхающие мелкие водоемы имели дно, покрытое сплошь округ-
лыми лепешками в несколько сантиметров диаметром. Материал, сла-
гающий лепешки, оказался известковым и содержал живые нити извест-
ковых синезеленых водорослей. Водоросли переживали засушливое вре-
мя в известковом субстрате, в который они погружены, расцветали во
время обводненного периода».
Приведенные примеры показывают, что в современных условиях в
аридном климате иногда происходит образование известковых конкре-
ций на поверхности. Это заставляет, по крайней мере, ^считаться с воз-
можностью наличия сингенетических конкреций в лёссовых породах.
Позднедиагенетические конкреции. Наиболее широко
распространены в лёссе позднедиагенетические конкреции. Они связаны с
почвообразующими процессами, происходившими при накоплении лёсса.
В плотных известковых конкрециях из засоленных почв Средней Азии,
напоминающих журавчики из лёсса (Ковда, 1946), углекислый кальций
в наибольшей степени представлен кальцитом и лишь отчасти арагони-
том. Магний встречается в форме доломита. В известковых почвенных
конкрециях часто наблюдается лимонит и сидерит.
В. А. Ковда описывает образование уплотненных карбонатных гори-
зонтов (так называемого шоха) на солончаковых, а также на слабоза-
соленных луговых почвах. Карбонаты Са и Mg выпадают из восходящих
растворов почвенно-грунтовых вод. Однако нередко в этих случаях Са
и Mg не образуют сплошных известковых горизонтов, а стягиваются в
крупные конкреции, достигающие размера в 0,5—2 см, в форме так назы-
ваемых белоглазок и дутиков. В. А. Ковда ссылается на исследование
состава подобных конкреций в солончаках Поволжья, проведенное
Л. Я. Мамаевой. Это исследование показало, что в конкреции содержится
до 30—70% СаСО3, до 3—4,5% MgCO3, некоторое количество углекис-
лого железа и вторичного кремнезема.
В. А. Ковда (1934) указывает, что углекислая известь и гипс могут,
в почвенном покрове, часто переходить друг в друга. Система СаСО3 +
+ Na2SO4Z=! СаЗОд + Na2CO3 чрезвычайно мобильна, и направление хода
реакции может легко меняться. Это объясняет совместное нахождение
друз и щеток кальцита и гипса в почвах. В деградирующих солонцах и
158
солонцеватых почвах при воздействии нисходящих растворов соды на
гипс происходит выделение СаСОз. В период развития указанного про-
цесса в солонце будут находиться конкреции гипса и карбоната каль-
ция. Замещение гипса карбонатом кальция в процессе эволюции солон-
цов было описано в работе Л. Я. Мамаевой (1940), которая отметила так-
же, что известковистые конкреции в условиях солонцового процесса мо-
гут подвергаться доломитизации.
В. А. Ковда (1940) подверг исследованию также миграцию кремне-
зема при образовании конкреций. По его мнению, «внешний облик кон-
креций в почвах сильносолонцеватых или сильновыщелоченных (т. е.
в тех, где отщепление и миграция кремнекислоты были особенно интен-
сивны) часто дает основание подметить замещение карбоната кремнезе-
мом. Так называемые «журавчики», «орлянки» обычно отличаются боль-
шой твердостью, образованием на трещинах и поверхностях излома тон-
кой опаловидной корочки, иногда даже опаловых стяжений». В. А. Ковда
считает, что «необходимо соединение растворенного в природных водах
кремнезема причислить к солям. Появление SiC>2 в растворах, способ его
миграции, накопление в иллювиальных горизонтах почв и особенно во
внутриматериковых впадинах, соленых озерах и солевых корках вполне
допускает такое, несколько парадоксальное, сближение».
Легко видеть, что работы В. А. Ковды хорошо объясняют образова-
ние конкреций того состава, который наблюдается в лёссе: карбонат
кальция (частично доломитизированный), гипс и кремнезем. Аналогич-
ного типа конкреции отмечены и в дочетвертичных отложениях, напри-
мер в неогеновых континентальных породах Кызылкумов. По мнению
А. И. Перельмана (1951), эти конкреции образовались в условиях пере-
менно-влажного тропического климата, подобного климату современных
саванн Индии, что едва ли может считаться достаточно обоснованным.
Весьма вероятно, что подобные конкреции могут возникать в условиях
постоянной аридности климата.
В. В. Добровольский (1956) полагает, что «независимость наличия
или отсутствия карбонатных стяжений от характера пород, подстилаю-
щих четвертичные суглинки, и в то же время приуроченность стяжений
к черноземным почвам, свидетельствует о том, что карбонатные стяжения
возникли не под влиянием нижележащих пород, а тесно связаны с почво-
образовательным процессом, который охватил верхнюю часть толщи лёс-
совидных суглинков». По мнению того же исследователя, «значительное
количество окклюдированного материала в карбонатной массе стяжений,
большое количество элементов-примесей в массе вещества стяжений,
трещины усыхания и, наконец, реликты колломорфной структуры, обна-
руженные в шлифах стяжений из различных географических пунктов,
указывают на вероятное коллоидное состояние растворов, из которых они
образовались».
Образованию конкреций в почве и в лёссе может способствовать рас-
тительность. В этом отношении интересные наблюдения были сделаны
еще в 1888 г. А. В. Гуровым. По его данным, в известковых трубочках
в лёссе иногда находят растительные остатки. «Углекислая известь кон-
центрировалась вокруг обуглившихся корней растений, и трубчатая фор-
ма стяжений здесь обусловилась формой корневых мочек растений, жив-
ших во время образования лёсса». Сходные наблюдения над известковы-
ми конкрециями в лёссе Северной Чехии опубликовал в 1896 г. Ч. Захал-
ка (Zahalka, 1896). Здесь в лёссе иногда находились полностью обыз-
вестковившиеся корни растений, встречались даже переходы от корней
растений к известковым журавчикам. По мере накопления карбоната
кальция все больше исчезает первоначальная форма корней и разви-
ваются типичные черты известковых журавчиков (форма, трещинова-
тость, внутренние пустоты и пр.).
159
В 1912 г. венгерский геолог Ф. Паваи-Вайна (Pavai-Vajna, 1912) опи-
сал в лёссе долины р. Марош два типа конкреций: крупные конкреции,
состоящие из лёсса, склеенного известковистым веществом, и мелкие —
представленные снеговидными кристаллическими сплошными или пусто-
телыми известковыми трубочками. По мнению Ф. Паваи-Вайна, оба вида
конкреций образуются при концентрации карбоната кальция вокруг кор-
ней растений. В некоторых конкрециях автор находил еще корни рас-
тений.
В связи с подобными фактами следует вспомнить наблюдения
Н. Н. Дзенс-Литовской (1942) над аккумуляцией гипса на корнях кус-
тарника из сем. бобовых в Каракумах. Н. Н. Дзенс-Литовская ссылается
также на наблюдения В. Г. Гниловского за накоплением извести в виде
трубок на корнях мертвых и живых экземпляров полыни полевой^ качима
и др. По мнению Н. Н. Дзенс-Литовской, подобного происхождения могут
быть и упоминавшиеся выше «аккырши» в пустынях Средней Азии.
В данной работе можно не рассматривать специальный вопрос о при-
чинах выделения солей на корнях растений. Важно констатировать на-
личие серьезных данных для вывода о том, что некоторые конкреции
в лёссовых породах представляют собой накопления солей в связи
с бывшей жизнедеятельностью растений в почве в условиях аридного
климата.
Особую группу позднедиагенетических конкреций представляют обра-
зования, связанные с деятельностью дождевых червей в почве.
В отношении вопроса о происхождении известковых конкреций пред-
ставляет интерес химический состав экскрементов червей. К. Д. Глинка
(1938) приводит результаты выполненных Дюсером параллельных ана-
лизов почвы и экскрементов живших в ней червей. Согласно этим дан-
ным, количество СаСОз составляет в почве 0,446%, в экскрементах чер-
вей— 0,679%, т. е. — несколько выше, чем в окружающей породе.
Об обогащении породы углекислым кальцием за счет деятельности
дождевых червей свидетельствуют также опыты С.„ И. Пономаревой
(1948, 1953) над Lumbricus rubellus L. HAllalobophoralongaL. Уже через
47 дней после начала опыта в почве были найдены сростки, состоящие
из кристаллов кальцита, образованные дождевыми червями за счет каль-
ция растительности. Сростки имели плотное сложение, шаровидную фор-
му (или форму тутовой ягоды), диаметр до 1 мм. Диаметр отдельных
зерен, составляющих эти агрегаты, был равен 0,02—0,06 мм. В тесной
связи с образованием этих агрегатов стоит повышение количества СаСОз
в почве. Любопытно, что эффект повышения количества СаСОз в агрега-
тах, образованных дождевыми червями, отчетливее сказался в глубоких
горизонтах почвы. С. И. Пономарева (1953) приводит обзор литературы
о накоплении дождевыми червями карбоната кальция в почве.
Следует отметить, что деятельностью дождевых червей еще нельзя
объяснить происхождение крупных известковых конкреций. Позднедиа-
генетические конкреции, связанные с деятельностью червей, по большей
части имеют незначительные размеры. Могут быть лишь отдельные ис-
ключения из этого правила. Так, Ч. Дарвин (1936) ссылается на наблю-
дения д-ра Кинга в Индии, находившего башенкообразные кучки экскре-
ментов червей, достигавшие в наибольшем диаметре (судя по приводи-
мому Ч. Дарвиным рисунку) 8 см. Эти образования могли возникнуть
в результате деятельности крупного вида. Известно, что наиболее круп-
ные тропические виды дождевых червей достигают 2—2,5 м в длину (Ма-
левич, 1950). Однако данных о существовании подобных червей в период
отложения лёссовых пород (в засушливых и, вероятно, холодных клима-
тических условиях в Европе и Северной Америке) пока не имеется.
Н. Н. Карлов (1953) сообщает о произведенных им совместно с почво-
ведом В. Г. Стадниченко исследованиях карбонатных образований в лёс-
160
ее Приднестровья. По этим данным, лёссовые куколки, дутики, журавчи-
ки и погремыши представляют сингенетические (точнее — позднедиаге-
нетические, по принятой нами терминологии) выполнения спальных
камер и ходов дождевых червей и мелких землероев. Н. Н. Карлов счи-
тает, что «поскольку эти образования встречаются в лёссе на различной
глубине, они безусловно свидетельствуют о медленной субаэральной ак-
кумуляции лёсса в степной зоне без избыточного увлажнения почвы и
подпочвы».
Представляют также интерес высказывания Ч. Дарвина о том, что
черви не всегда выбрасывают свои экскременты на поверхность почвы,
а заполняют ими существующие в земле полости.
В связи с этим следует вспомнить также наблюдения А. Мамытова
(1953), проведенные в Кочкорской долине (Центральный Тянь-Шань)
над агрегатами, образованными дождевыми червями. Эти агрегаты, раз-
мером обычно 3—10 мм, но иногда больше (в зависимости от количества
червей в колонии), имеют самую различную форму, пористое строение
и иногда сквозные отверстия (ходы червей). Они представляют собой
прочные комочки, сложенные из мелких зернышек, склеенных экскремен-
тами червей. К сожалению, А. Мамытов не приводит данных о химиче-
ском составе и известковистости описанных им образований.
Во всяком случае имеющиеся данные позволяют заключить, что дея-
тельность червей в почве и подпочвенной зоне может способствовать об-
разованию известковистых агрегатов и скоплению карбоната кальция.
При некоторых условиях эти скопления могут служить центрами для
позднедиагенетического и эпигенетического образования конкреций.
По мнению Э. Вальдшмидта (Waldschmidt, 1932), образование кон-
креций может происходить и под влиянием деятельности других живот-
ных. Он обращает внимание, что многие конкреции в лёссе имеют форму
испражнений животных, как бы являясь их псевдоморфозами. У Виль-
дунгена конкреции длиной 2—11 см и толщиной 2—6 см содержат мел-
кие камешки, как испражнения птиц, заглатывающих камешки для пере-
тирания растительных остатков. Размер включенных камешков зависит
от размера конкреций и, по мнению Э. Вальдшмидта, может объясняться
различиями видов или возраста птиц. У Бергхеймера конкреции — плос-
кой формы, длиной 12—16 см, шириной 7—8 см и толщиной 3—8 см
с нижней грубошероховатой и с верхней ореховатой поверхностями. Они
напоминают поверхности испражнения свиней или овец. Э. Вальдшмидт
высказывает следующую гипотезу образования таких конкреций, при-
нимаемых им за псевдоморфозы. Падающие на землю ореховидные ис-
пражнения животных в сухом степном климате не разлагались вслед-
ствие гниения, а высыхали, затвердевали и погребались под образую-
щимся лёссом. В условиях погребания и недостатка влаги процесс
гниения шел медленно, но все же доставлял азотистые вещества. При
поступлении сверху водных растворов азотные вещества связывают угле-
кислоту растворов, и из последних выпадает карбонат кальция. Следует
отметить, что гипотеза Э. Вальдшмидта не объясняет морфологию, хи-
мизм и минералогический состав обычно встречающихся в лёссовых
породах конкреций и если может быть применена для объяснения генези-
са конкреций, то лишь в некоторых частных случаях. Сомнения в спра-
ведливости гипотезы Э. Вальдшмидта уже были высказаны в литературе
(Добровольский 1956).
Эпигенетические конкреции. Исследователи в большинстве
своем признают значительную роль эпигенетических процессов в образо-
вании конкреций в лёссовых породах.
С. Рот (Roth, 1888) указывал, что известковистые тоска в пампасской
формации образуются в пустотах, остающихся после разложения кор-
ней растений и костей животных. Он присоединился к мнению,.высказан-;
11 Н. И. Кригер
161:
ному еще в 1881 г. Амегино, что известь, необходимая для образования
конкреций, происходит из костей и скорлупок погребенных здесь живот-
ных.
По -мнению В. А. Обручева, с вторичным перемещением углекислой
извести связано образование журавчиков в желтом лёссе Китая. «Жу-
равчики з желтом лёссе встречаются то часто, то редко и распределены
или рассеяны порознь, более или менее скудно по всей толще, или же
сосредоточены в отдельных горизонтах. Эти беловатые или желтоватые
глинисто-известковые конкреции, часто еще сохранившие пористость
лёсса, представляют продукт отложения грунтовыми водами, просачи-
вающимися в лёсс и отлагавшими известь вокруг каких-нибудь центров:
раковина или ее обломок, кусочек кости или осколок яйца страуса, ве-
роятно, являлись такими центрами. В условиях их отсутствия известь от-
лагалась в отдельных горизонтах самого лёсса, изменяя немного его
цвет в более светлый беловатый» (Обручев, 1959, стр. 35).
Представляет интерес точка зрения Г. Н. Высоцкого (1899) на эпи-
генетическое происхождение прослоев известковистых журавчиков в Вс-
лико-Анадоле. По мнению Г, Н. Высоцкого, эти поослои нередко связаны
с современными почвообразовательными процессами (вмывание раство-
римых веществ), в пределах живого, подверженного сезонным измене-
ниям влажности слоя пород. С этими же процессами Г. Н. Высоцкий свя-
зывает образование гумусового горизонта на глубине 3—4 м, близ кров-
ли мертвого слоя пород. По Г. Н. Высоцкому, наиболее обильные скоп-
ления «белых глазок» (журавчиков) наблюдаются в поверхностных ча-
стях подпочвы, немного ниже горизонта исчезновения почвенной окраски
(1-й горизонт журавчиков, глубина 1—1,5 м). Ниже, в гумусовом гори-
зонте (на глубине 3,0—4,0 л), замечается сильная убыль углекислой из-
вести, но на некоторой глубине ниже гумусового слоя (с 4,15 до 4,4 м)
обыкновенно встречается новое скопление известковистых стяжений (2-й
горизонт журавчиков).
Параллельность горизонтов журавчиков гумусовому горизонту ука-
зывает, по мнению Г. Н. Высоцкого, на зависимость их от нынешних про-
цессов почвообразования. Ниже, в «мертвом горизонте» породы, в кото-
рый не проникают сезонные изменения влажности, углекислая известь
распределена менее равномерно. Встречаются известковые журавчи-
ки, вертикально вытянутые, иногда даже переходящие в вертикальные
жилы. Местами на границе двух литологических разностей вмещающих
пород наблюдается сплошной известковистый горизонт, от которого
вверх восходят вертикальные жилы — языки (Высоцкий, 1899, стр. 41).
Возможность глубокопочвенного иллювиального происхождения про-
слоев журавчиков, по описанной Г. Н. Высоцким схеме, быть может, не
следует отрицать, однако убедительных доказательств существований по-
добного явления, по-видимому, в настоящее время не имеется. Связь про-
слоев журавчиков с подошвой гумусовых горизонтов свидетельствует
против гипотезы Г. Н, Высоцкого, поскольку имеются данные относить
эти гумусовые прослои к ископаемым почвам.
По мнению А. Малицкого (Malicki, 1956), при впадении р. Тиссы в
р. Дунай в результате вымывания солей из лёсса образовался горизонт
крупных известковистых конкреций на уровне грунтовых вод в лёссе.
Однако указываемые А. Малицким сохранившиеся выщелоченные зоны
(ископаемые почвы) в лёссе говорят против допущения значительного
перераспределения карбоната кальция после образования породы. Эти
стратиграфически выдержанные выщелоченные горизонты не мешают,
вслед за А. Малицким, признавать большую роль миграции карбоната
кальция в образовании «лёссового карста», так как при этом процессе
указанная миграция не затрагивает всего непрерывного разреза, а про-
исходит преимущественно вдоль некоторых путей,
162
За последнее время М. И. Ломонович (1953) высказал мнение, что
в лёссе Заилийского Алатау известковые журавчики представляют
собой образования эпигенетические. Здесь они наблюдаются только на
равнине, в новочетвертичном лёссе, который подвержен воздействию
грунтовых вод. В предгорьях, где уровень грунтовых вод расположен
очень глубоко, вне толщи лёсса, журавчики в лёссе совершенно отсут-
ствуют. По мнению М. И. Ломоновича, образование журавчиков в лёс-
се происходит не в условиях диагенеза лёсса, а в условиях его дегра-
дации. Если с этим выводом соглашаться, то его не следует обобщать
на все случаи за пределы исследованной М. И. Ломоновичем терри-
тории.
Однако, мне думается, что в наиболее типично развитом лёссе Сред-
ней Азии известковые конкреции обычно отсутствуют.
ВЫВОДЫ
Приведенный обзор литературы позволяет сделать вывод,
что конкреции в лёссовых породах состоят по большей части из кар-
боната кальция, иногда — доломита. Характерным для конкреций яв-
ляется нередко довольно высокое содержание кремнезема. Наряду с
известковыми конкрециями, встречаются также гипсовые и железисто-
марганцевые. Карбонат кальция и гипс в конкрециях иногда присутству-
ют совместно.
Происхождение конкреций в некоторых случаях можно объяснить
почвообразовательными процессами (включая сюда деятельность орга-
низмов) в период отложения лёссового материала. В других случаях
возможно их более позднее эпигенетическое образование.
Наиболее вероятно образование лёссовых конкреций в степных и
полупустынных, условиях, иногда, может быть, в обстановке солонце-
ватого почвообразовательного процесса. Нет оснований считать, что эти
конкреции связаны с холодным перигляциальным климатом.
Должна быть подчеркнута слабая изученность конкреций в лёссо-
вых породах.
11*
163
Глава X
ЛЕГКОРАСТВОРИМЫЕ СОЛИ И ГИПС
СОСТАВ СОЛЕЙ В ЛЁССЕ
Основным методом изучения воднорастворимых солей в по-
родах являются водные вытяжки. В. А. Приклонский (1952) указывает
на условность получаемых таким способом данных, так как при значи-
тельном содержании солей и небольшом соотношении воды и породы
некоторое количество солей (особенно средне- и труднорастворимых)
остается в породе. Содержание различных солей в водных вытяжках
зависит от их растворимости. А. К. Ларионов (Ларионов, Приклонский,
Ананьев, 1959; Ларионов, Бостанджиян, 1956) изучил вопрос о коли-
честве переходящих в раствор солей в зависимости от времени. Полное
извлечение даже легкорастворимых солей достигается лишь многократ-
ными вытяжками. В. А. Приклонский считает возможным использовать
однократные водные вытяжки лишь для сравнительной характеристики
различных пород и обращает внимание на необходимость стандартиза-
ции способов приготовления вытяжки. Для детального изучения водно-
растворимых солей в лёссовых породах рекомендуется применять си-
стему различных анализов: многократные водные и кислотные (соля-
нокислые, уксуснокислые) вытяжки, валовой химический анализ ио от-
дельным фракциям, определение состава обменных катионов и пр. Та-
кого типа исследования глинистых, в том числе лёссовых, пород пока
еще редки. Можно указать на исследования И. В. Попова и М. М. Куд-
рявцевой (1937) карбонатных глинистых пород, а также — Н. И. Кири-
ченко (1955) —лёссовых пород Криворожья. В. А. Приклонский при-
дает также большое значение раздельному изучению солей в твердом
виде и в растворе путем отжатия (давлением, маслом, спиртом и пр.)
раствора.
Количество воднорастворимых солей в водных вытяжках (плот-
ный остаток) в лёссе и других лёссовых породах Советского Союза ко-
леблется в пределах от 20 до 2000 мг на 100 г породы или в пределах от
0,02 до 2% от веса породы (табл. 11). Засоленность пород уменьшается
по мере удаления от засушливых районов и морских побережий.
В лёссе Таджикистана, по И. И. Трофимову (1953), обычно присут-
ствует до 1% легкорастворимых солей, но иногда их количество дости-
гает 5%. Лёсс, залегающий на соленосных породах, содержит повышен-
ное количество воднорастворимых солей.
Эти данные, относящиеся к лёссу, находящемуся в различных физи-
ко-географических условиях, показывают, что обычно количество лег-
корастворимых солей в этой породе невелико.
В зависимости от степени растворимости солей, естественной влаж-
ности породы и других факторов соли находятся в породе в твердом
состоянии или в виде раствора. В растворе, как указывает В. А. При-
клонский (1952, ч. 2), обычно находятся хлористый натрий и часть
сульфатов (глауберова соль), являющиеся наиболее растворимыми
солями.
164
Таблица 11
Содержание плотного остатка в водных вытяжках из лёссовых пород
Район Количе- ство оп- ределений Плотный остаток, мг на 100 г породы
Среднее ариф- метическое значение Пределы колебания
1. Северный Прикаспий 18 678 63—1842
2. Средняя Азия 112 464 40-1960
3. Восточное Предкавказье и Восточное Ставро-
полье 19 361 121—1236
4. Нижний Дон и Приазовье 78 298 20-1120
5. Среднее Приднепровье 22 267 31-640
6. Западное Предкавк-азье 23 130 60—140
7. Центральное и Восточное Предкавказье . . . 105 60 43—1851
8. Лениногорск, район сопки Круглой (Рудный
Алтай) 41 31 18—83
9, Зыряновск (Рудный Алтай) 54 71 50—104
10. Текели, Джунгарский Алатау 27 171 34—1110
И. Орловка, Киргизский хребет и Чуйская доли-
на 35 507 57-1994
12. Яванская долина (Таджикская ССР) | . . . . 81 909 60—2634
Примечание: 1—6 — по А. К. Ларионову (Ларионов, Приклонский, Ананьев,
1959), 7— по Л. Г. Балаеву и П. В. Цареву (1964), 8—12 — по Н. И. Кригеру.
В составе водных вытяжек обычно значительная доля приходится
на SO4 и Са. В меньшем количестве содержатся НСОз, С1 и Na.
Из средне- и легкорастворимых солей в лёссе наибольшим распро-
странением пользуется гипс и отчасти хлористый натрий. Кроме того,
развиты легкорастворимые соли: Na2SO4, СаС12, MgSO4, MgCl2, NaNOs
и Na2COs. Указанные соли обычно наблюдаются в виде отдельных кри-
сталлов, друз, корок и конкреций от микроскопических до хорошо ви-
димых невооруженным глазом.
А. К. Ларионов, В. А. Приклонский и В. П. Ананьев (1959) разли-
чают следующие типы засоления лёссовых пород СССР: карбонатно-
сульфатно-хлоридный, сульфатно-карбонатно-хлоридный, карбонатно-
хлоридно-сульфатный, карбонатно-сульфатный, сульфатно-карбонатный
и карбонатно-хлоридный. По моим данным, содержание НСО3 колеблет-
ся приблизительно от 15 до 290 мг, SO4 — от 0 до 750 мг, С1 — от 2 до
450 мг на 100 г породы.
Многочисленные анализы водных вытяжек показывают, что коли-
чество хлоридов в лёссовых породах обычно составляет 0,04—0,07% от
веса породы. Сульфаты обычно содержатся в большем количестве, чем
хлориды.
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ СОЛЕИ
В ЛЕССЕ
Из присутствующих в лёссе солей наибольшим распростра-
нением пользуется гипс (CaSO4-2H2O). Он является неравномерно рас-
пространенным в лёссе в разных районах. Например на Украине, как
показали еще А. И. Набоких и В. И. Крокос (1926), гипс в лёссе раз-
вит южнее линии, проходящей через Валуйки (Воронежская об-
ласть) — Изюм — Красноград (Харьковская область) — севернее Днеп-
165
ропетров;ска — Вознесенск (Николаевская область) — Тирасполь (Мол-
давская ССР).
Указанное явление представляется чрезвычайно важным. Оно позво-
ляет высказать весьма вероятное предположение, что воднораствори-
мые соли в лёссе подчиняются закону широтной зональности. Б. В. Пяс-
ковский (1927) справедливо критикует В. И. Крокоса за его сомнитель-
ную гипотезу приноса гипса эоловым путем из бассейна Волги. По мне-
нию Б. В. Пясковского, вопрос о гипсе в лёссе тесно связан с вопро-
* 2200
* 2000
сом об общей загипсованности почво-грунтов на юге Русской равнины.
Последнее мнение будет, конечно, спорным,
если загипсованность лёсса связывать не с
древними (в основном сингенетичными лёссу),
а с современными почвообразовательными про-
цессами.
Е. С. Бурксер (1954) указывает, что коли-
J чество растворимых солей в лёссе Украины
/800
%
^2000-
§ > ..
аоо - • *
ч поо - •
/ООО'----1-----1-----1----1-----1-----1-----1_____।_____। j
о / г О 4 О 8 7 8 8 /О
Ка/Са
Na
Рис. 24. График зависимости в лёссе от абсолютной высоты,
близ с. Орловка
возрастает с севера на юг, по мере приближения к Азовскому морю, и
связывает это явление с переносом морских солей и солончаковой пыли
атмосферными осадками.
Значительно более сложной является картина распространения гип-
са в лёссе горных районов.
Гипс в лёссовых породах наблюдается в Закавказье (Захаров, 1910).
Здесь в лёссовидных породах описываются прослои и линзы гипса,
а также светлые полосы выцветов растворимых солей — хлоридов
и сульфатов. Засоленность пород легкорастворимыми солями и гипсом
увеличивается в восточном направлении от гор к террасам (в соответ-
ствии с увеличением засушливости климата); иногда лёссовидная поро-
да переходит в гажевидную, характеризующуюся высоким содержа-
нием гипса.
На юге Таджикской депрессии (зона пустынного климата) гипс в
лёссе встречается почти повсеместно. В Таджикистане наибольшее ко-
личество его отмечено в лёссе, залегающем на гипсоносных породах
(Трофимов, 1953). По данным А. Н. Розанова (1951), предгорья в
Средней Азии обычно окаймлены поясом аккумуляции гипса и отчасти
Na2SO4. Ширина этого пояса измеряется десятками километров. На-
копление гипса связано с тем, что пояс аккумуляции в четвертичном
периоде был областью выклинивания грунтовых вод. Образование суль-
фатных аккумуляций, по А. Н. Розанову, наблюдается также и в крае-
вых частях лёссовых предгорных возвышенностей. В разрезах лёсса
здесь иногда вскрываются мощные отложения гипса, являющиеся пред-
метом промышленных разработок (ур. Курук-Келес в Ташкентском
районе, окрестности Андижана, Самарканда и пр.).
166
Наличие высотной зональности засоленности лёсса уже было мною
отмечено в Киргизском хребте (Кригер, 1951а). Здесь, вниз по склону
(по мере удаления от более гумидных высокогорных районов), увели-
чивается количество С1 и SO4 в водных вытяжках, а следовательно,
и легкорастворимых элементов. Исследование ионного отношения С1 к
SO4 не показало его закономерного изменения. Зато отношение количе-
Рис. 26. Состав водных вытяжек из лёсса
окрестностей г. Лениногорска
ства ионов (в эквивалентной форме), более резко различающихся по
растворимости, показало наличие определенной закономерности: значе-
ние Na/Ca < 2 в лёссовых породах встречается на различных высотах
от 1000 до 2400 м, но значение этой величины > 2 встречается только на
высотах меньше 1500—1600 м. В растворе 20-минутных однократных вы-
тяжек на высотах менее 1500 м количество натрия иногда почти в 10 раз
превышает количество кальция (рис. 24).
Для изучения закономерностей распространения различного харак-
тера засоленности лёсса удобно ис-
пользовать графики Толстихина
(Кригер, 1962), которые показы-
вают, что в районах с годовым коли-
чеством осадков 500—700 мм (Руд-
ный Алтай) химический состав вод-
ных вытяжек выражается точками,
сосредоточенными преимущественно
в правой верхней четверти графика
(рис. 25 и 26). В районах с годовым
количеством осадков 350—550 мм
(северный склон Киргизского хреб-
та) точки на графике Толстихина
в значительной мере сдвинуты к
центру квадрата (рис. 27). Любо-
пытно, что часть точек в этом районе
расположилась в нижней части квад-
рата, свидетельствуя о высоком зна-
чении количества сульфатов и более
высоком, чем в лёссе Рудного Алтая,
количестве ионов натрия. Эти точки
Рис. 27. Состав водных вытяжек
из лёсса окрестностей с. Орловка
(Киргизский хребет)
167
характеризуют образцы типичного лёсса, отобранные в пределах 1000—
1400 м абсолютной высоты, где выпадает около 350—450 мм осадков
в год. В нижней части северного склона Джунгарского Алатау, где го?
довое количество атмосферных осадков составляет около 500 мм, наблю-
дается расположение точек типичного лёсса в нижней части квадрата,
Рис. 28. Состав водных вытяжек из лёсса (А) и лёссовидных суглинков (Б) на правобережье
р. Каратал
►
а точек лёссовидных суглинков (в долинах) — в правой верхней четвер-
ти и вблизи центра квадрата (рис. 28). На основании этих данных можно
Рис. 29. График зависимости количества SOi от общего количества воднорастворимых солей
в водных вытяжках из лёсса (А) и лёссовидных суглинков (5) на правобережье р. Карата
в типичном лёссе точки на графике Толстихина располагаются в нижней
части квадрата, свидетельствуя об обилии сульфатов в составе анионов.
По мере увеличения количества атмосферных осадков, точки на графи-
ке Толстихина смещаются вверх и вправо. При годовом количестве осад-
168
ков, превышающем 600—700 мм, точки, как правило, сосредоточиваются
в правом верхнем углу графика.
Таким образом в географическом аспекте, в зависимости от усло-
вий увлажнения, можно выделить две основные разности лёссовых по-
род. Одна из них характеризуется низкой естественной влажностью
(обычно ниже границы пластичности) и относительным обилием суль-
фатов. Другая — более высокой естественной влажностью (часто выше
границы пластичности) и относительно невысоким содержанием суль-
фатов. Для первой группы пород характерна ясно наблюдаемая линей-
ная зависимость количества SO4 от общего количества воднораствори-
мых солей (рис. 29). Весьма вероятно, что воднорастворимые соли в пер-
вой группе пород в значительной мере сохраняют отпечаток условий,
имевших место при образовании породы, тогда как во второй группе
пород распределение солей нарушено в связи с их позднейшей мигра-
цией.
Распределение воднорастворимых солей в лёссе связано также с мик-
рорельефом. Например Р. С. Кац (1935) указывает, что на юге Украи-
ны, вследствие выщелачивания, количество солей в подах уменьшается;
карбонатные конкреции получают более резкую границу с породой, гипс
по мере приближения к поду сначала становится рыхлым, а затем вы-
щелачивается, и образуются пустоты, заполненные рыхлым лёссом, и,
наконец, по мере приближения ко дну пода совсем исчезают и пустоты.
Уменьшенное количество легкорастворимых солей и гипса в лёссовых
породах псдов указывает и В. С. Быкова (1962).
ОБМЕННЫЙ КОМПЛЕКС ЛЕССА
С вопросом о воднорастворимых солях в лёссе связан мало
изученный вопрос о составе обменных катионов лёсса.
А. Н. Соколовский (1943, 1943а, 1957) выступил с критикой почвен-
ной теории лёссообразования и с защитой эоловой теории, основываясь
на открытом им свойстве лёсса — ненасыщенности кальцием его обмен-
ного комплекса, несмотря на известковистость лёсса. Это явление ин-
дифферентности друг к другу коллоидной (алюмосиликатной) и карбо-
натной части лёсса А. Н. Соколовский назвал парадоксальным. Оно, по
мнению А. Н. Соколовского, не позволяет объяснять агрегированность
лёсса влиянием поглощенного кальция и вообще указывает на засуш-
ливые условия седиментации лёсса (поскольку его промачивание долж-
но было бы вызвать поглощение кальция обменным комплексом и на-
сыщение последнего). По мнению А. Н. Соколовского, обменный каль-
ций в лёссе в значительной мере замещен водородом, который вытес-
няется кальцием лишь при промачивании породы. Следовательно, лёсс
после своего образования никогда не промачивался. А. Н. Соколовский
приходит к выводу, что источником лёссовой пыли являлись солонцо-
вые карбонатные почвы, так как «солонцовый почвообразовательный
процесс — единственный, допускающий совмещение столь противоречи-
вых признаков, как карбонатность и ненасыщенность как в отношении
кальция, так и общая».
Идеи А. Н. Соколовского были встречены большинством исследова-
телей скептически. Л. С. Берг (1947) считал, что поглощающий комплекс
лёсса должен быть насыщен основаниями, главным образом кальцием,,
что он действительно насыщен ими (как показывают отдельные анали-
зы), но что из этого нельзя сделать никаких выводов о происхождении
породы. В. А. Приклонский (1952, т. 2) решает вопрос, исходя из состава
поровой воды в лёссе. Раствор в лёссе обычно насыщен'карбонатом каль-
ция, часто — гипсом и почти никогда — легкорастворимыми солями нат-
169
рия, При уменьшении влажности породы это соотношение меняется в
пользу солей натрия, при увеличении влажности — в пользу солей каль-
ция. Удивление по поводу присутствия в лёссе обменного натрия, по мне-
нию В. А. Приклонского, свидетельствует лишь о недостаточном учете
исследователями указанных соображений о состоянии воднораствори-
мых солей в лёссе и динамики их при изменении влажности породы.
Я не касаюсь работ других исследователей, которые, не рассматривая
«парадокс Соколовского», утверждают, что обменный комплекс лёсса
насыщен кальцием. По мнению А. К. Ларионова (Ларионов, Приклон-
ский, Ананьев, 1959), присутствие обменного водорода в лёссе может
быть отмечено лишь в немногих частных случаях. Иногда указывают на
насыщенность обменного комплекса лёсса магнием (Ковда, 1946,
стр. 105).
За последнее время взгляды А. Н. Соколовского защищает и разви-
вает Н. В. Дубовская (1964).
Емкость поглощения лёсса и состав его обменного комплекса оказы-
вают большое влияние на такие свойства лёсса, как агрегированность,
пластичность, набухание, усадка, сопротивление сжатию и сдвигу и др.
(Белоусов и др., 1936; Рождественский, 1953, 1960; Рождественский,
Обельченко, 1951; Рождественский, Шульгина, 1953; Таджиев, 1959; Han-
dy, Lyon, Davidson, 1955).
Следует отметить, что обменный комплекс в лёссе связан только с
глинистой фракцией. По этой причине емкость обмена лёсса небольшая,
изменяется в пределах 7,5—34,0 мг-экв на 100 г породы. С. С. Морозов
(1949) показал, как в лёссовых породах возрастает емкость поглощения
отдельных гранулометрических фракций <0,005 мм по мере уменьшения
циаметра фракций.
МИГРАЦИЯ СОЛЕЙ В ЛЁССЕ
Очень слабо изучена сезонная динамика солей, связанная с
сезонным изменением естественной влажности лёссовых пород в области
«деятельного» слоя Г. Н. Высоцкого и тем более в пределах «мертвой»
зоны.
Для понимания закономерностей перемещения воднорастворимых со-
лей в лёссе представляют интерес наблюдения Н. И. Кириченко (1951,
1955) над изменением свойств лёссовидных грунтов при работе их в теле
плотины на р. Саксагань. За 20 лет работы плотины воднорастворимая
часть грунта утратила С1 — 86% и SO4 —58% от первоначально имев-
шегося их количества. Содержание кальция практически не изменилось.
Эти данные имеют не только прямое практическое значение. Они позво-
ляют сделать вывод, насколько различным может быть поведение хими-
ческих компонентов в истории лёсса в природных условиях. Интенсив-
ность процессов миграции солей в природе в большинстве случаев
значительно ниже, чем в данном опыте, но это компенсируется длитель-
ностью процесса. Напрашивается вывод, что использование легкораство-
римых солей для микростратиграфического расчленения лёсса является
ненадежным, хотя труднорастворимые известковистые соединения могут
сохранить особенности своего распределения в породе даже в случае
ее обводненности. Интересно также наблюдавшееся Н. И. Кириченко
уменьшение количества воднорастворимых солей в теле плотины в зоне
колебания грунтовых вод. Можно предполагать, что в случае былого
обводнения лёсса некоторые.горизонты выщелачивания могли возникнуть
подобным образом и требуется осторожность в определении причины
происхождения подобных горизонтов с уменьшенным количеством солей.
Для изучения процессов миграции солей в лёссе большой интерес
представляет вопрос о вертикальном распределении солей.
По данным Р. С. Каца (1935), на юге Украины в лёссе равнинных
170
участков максимумы хлоридов и сульфатов совладают (несмотря на раз-
личную растворимость этих солей) и располагаются на глубине 2,75 л:
от поверхности земли, на границе с импермацидным («мертвым») гори-
зонтом. Книзу количество растворимых солей убывает, но все же их
больше, чем в верхних горизонтах. В подах, благодаря большей глубине
промачивания породы, максимумы хлоридов и сульфатов уже не совпа-
дают: легкорастворимые хлориды здесь вымыты на большую глубину
(их максимум расположен на глубине 4,7 ж), чем менее растворимые
сульфаты (максимум на глубине 1,5 ж). Выщелоченность лёссовых пород
подов по сравнению с лёссом ровных участков подтверждается и химиче-
ским составом грунтовых вод.
Учитывая, что отношение С1 к SO4 является более высоким в грунто-
вых водах пород, подстилающих лёсс, чем в водных вытяжках из лёсса,
С. В. Быстров (1936, 1958; Быстров, Белякова, 1935) сделал вывод, что
солевой профиль лёсса представляет картину резко выраженного рассо-
ления. Ни в одном случае С. В. Быстров не наблюдал явления засоления.
Таким образом, имеются указания, что в предшествующие эпохи лёсс
был в большей степени засолен, чем ныне. По мнению С. В. Быстрова,
лёсс находится под опресняющим действием атмосферных осадков и
даже в условиях засушливого климата, например в Моздокских степях,
медленно, но необратимо расселяется.
Этот вывод следует считать допустимым лишь для легкорастворимых
солей, причем даже и в этом случае процесс протекает в небольших мас-
штабах: в пределах «мертвой» зоны миграция солей происходит в очень
ограниченном размере (Кригер, 1962; Балаев, Царев, 1964). В работах
С. В. Быстрова и Р. С. Каца по изучению распределения растворимых
солей в толще лёсса забыта стратиграфия этих пород, определяющая
наличие на некоторых глубинах максимумов сульфатов и карбонатов,
совершенно не связанных с миграцией солей после образования породы.
По трассе Верхне-Ингулецкого канала (Бурксер и др., 1954) в лёссе
наблюдается общая тенденция к увеличению содержания хлора с глу-
биной. Такая же тенденция наблюдается и для сульфатной серы, хотя
здесь отмечаются резкие колебания ее в отдельных горизонтах. К сожа-
лению, эти данные получены без увязки со стратиграфией лёсса, что не
позволяет сделать обоснованных выводов о миграции солей в их толще,
так как остается возможность первоначального неравномерного распре-,
деления сульфатов в связи с наличием в лёссовой толще ископаемых
почвенных слоев.
Большой интерес представляют колебания в количестве воднораство-
римых солей на разных горизонтах лёсса, что с трудом вяжется с допу-
щением широкого развития процессов рассоления лёссовых толщ. Такого
рода максимумы содержания солей на отдельных горизонтах можно на-
блюдать по работам Р. С. Каца и С. В. Быстрова. Не вызывает сомне-
ний, что распределение труднорастворимых солей (СаСОз) в лёссе в зна-
чительной мере связано с процессами древнего выветривания и погребе-
ния почвенных слоев. Менее ясна такая связь для легкорастворимых
солей. Например имеются данные, заставляющие полагать, что погре-
бенные почвы в лёссе характеризуются своеобразным составом солей.
Даже в Рудном Алтае (Кригер, 1962), где достаточно влажный климат
и довольно высокая естественная влажность пород, казалось бы, не спо-
собствуют неподвижности легко- и среднерастворимых солей в лёссе,
наблюдалось соответствие горизонтов засоленности и ископаемых почв.
В Лениногорске под ископаемой почвой хорошо сохранился горизонт вы-
щелачивания кальция и сульфатов, но в распространении хлоридов свя-
зи с ископаемой почвой не наблюдается. Такого рода факты заставляют
с осторожностью относиться к гипотезе широких миграций растворимых
солей в лёссе. Напротив того, можно думать, что условия миграции солей
171
в «мертвой» зоне в лёссе в засушливых районах довольно ограничены и
касаются главным образом легкорастворимых солей.
Интересные данные о распределении воднорастворимых солей в лёссе
Предкавказья приводят Л. Г. Балаев и П. В, Царев (1964). В районе
с. Степного в лёссе развит «мертвый горизонт», благодаря чему соли из
породы в настоящее время не вымываются. В разрезе шурфа 10 лёссо-
вые породы, мощностью более 35 я, разделяются на две толщи, граница
между которыми проходит на глубине 17 м. Нижняя толща формирова-
лась в условиях промачивания пород атмосферными осадками, и водно-
растворимые соли в ней распределены равномерно. Верхняя толща (ти-
пичный лёсс), образовавшаяся в условиях непромывного водного режи-
ма, содержит горизонты, более обогащенные легкорастворимыми солями,
причем эти горизонты находятся (по мнению указанных исследователей)
в известном соответствии с пористостью, а также гранулометрическим
и минералогическим составом породы.
Следует ближе рассмотреть условия, при которых происходит мигра-
ция воднорастворимых солей в лёссе.
По мнению А. Ф. Лебедева (1930), если влажность почв ниже их
максимальной гигроскопичности, то соли не передвигаются. Если почвы
имеют пленочную или гравитационную влажность, то происходит актив-
ное движение солей в почвенном растворе: соли движутся из слоя с боль-
шей их концентрацией в слой с меньшей концентрацией, причем направ-
ление движения солей может совпадать или быть противоположным
направлению движения воды.
В. М. Безрук и Ю. Л. Мотылев (1953) указывают, что в исследован-
ных ими образцах пород интенсивное перемещение солей происходило
лишь при оптимальной или более высокой влажности. Указанные авторы
считают, что соли могут передвигаться лишь при наличии в порах сво-
бодной, адсорбционно несвязанной воды.
Вопрос о диффузии солей в лёссе рассматривает И. И. Трофимов
(1953), Он ссылается на опыты Ф. Ф. Лаптева, доказавшего, что диффу-
зионное перемещение солей в этих породах происходи! при влажности
около 1,77—4,0%. Эти же опыты показали, что скорость диффузии солей
находится в прямой зависимости от влажности породы. Диффузионным
перемещением солей И. И. Трофимов объясняет зависимость состава лёс-
совых пород от состава подстилающих их пород. «Породы, залегающие
на известняках, содержат огромное количество вторичного кальцита
(в двух метрах от контакта содержание этого минерала достигает 50%
от веса породы); гипс в больших количествах содержится в толщах, зале-
гающих на гипсоносных породах... Бурая гидроокись железа в повышен-
ных количествах встречается в толщах лёссовых пород, непосредственно
лежащих на красноцветных отложениях (выше по разрезу такие лёссы
уже не наблюдаются); лёссовые породы, лежащие на засоленных отло-
жениях, содержат повышенное количество воднорастворимых солей»
(Трофимов, 1953, стр. 77).
За последние годы работами В. А, Приклонского и его сотрудников
(Приклонский, Окнина, 1960) установлено, что диффузионное перемеще-
ние солей в глинистых породах имеет большое значение и может приво-
дить к «диффузионному выщелачиванию». К сожалению, такие исследо-
вания по методике В. А. Приклонского не проведены на лёссе. Диффу-
зионное перемещение солей в хвалынских глинах с 1 м2 поверхности про-
исходит со следующей средней скоростью: С1 — 4,84, SO4 — 3,60 г!сутк,и.
Проведенные до сих пор работы еще недостаточны, чтобы надежно
судить о влиянии диффузионного перемещения солей на солевой состав
лёссовых пород. И. И. Трофимов в своей вышеуказанной работе, вероят-
но, переоценивает эту роль. Необходимо учитывать, что известковистые и,
вероятно, так же обогащенные гипсом горизонты в лёссе сохраняются на
172
протяжении десятков тысяч лет. Следует проявлять осторожность при
объяснении диффузией сходства состава лёсса с составом нижележащих
пород. Подобное сходство наблюдается не только в составе растворимых
солей. Например, В. Гафуров (1953) указывает на сходство валового хю
мического состава неогеновых мергелей и вышележащего лёсса на водо-
разделе рек Чирчик и Келес в Приташкентском районе и на основании
этого предполагает генетическую связь между рассматриваемыми поро-
дами. Л. А. Лепикаш (Лешкаш, 1931) указывает, что в Проскуровском
округе Украины механический состав лёсса, если последний представлен
только одним ярусом, несет на себе влияние состава подстилающих лёсс
пород. Подобные примеры можно было бы приводить во множестве. Учи-
тывая, что в период отложения лёссового материала подстилающие его
породы местами могли иметь выходы, описываемое явление объяснимо
с точки зрения различных гипотез лёссообразования. '
Все сказанное позволяет заключить, что миграция солей в лёссе в
большинстве случаев является мало интенсивной ввиду низкой влажно-
сти породы. Этим объясняется, что связь неравномерного распределения
углекислой извести и гипса в лёссе со стратиграфическими горизонтами
сохранилась до современной эпохи.
На протяжении многих тысячелетий и даже десятков тысяч лет в лёс-
се сохраняются некоторые первоначальные особенности солевого состава
осадка. По-видимому, этого нельзя сказать о легкорастворимых солях,
картина распределения которых в значительной мере обусловлена после-
дующими процессами миграции солей в водных пленках. Хотя перемеще-
ние легкорастворимых солей в лёссе с течением длительного времени про-
исходит путем диффузии в пленочной влаге, необходимо учитывать также
влияние силы тяжести. Может быть следует считать наиболее вероятной
гипотезу о постепенном перемещении вниз растворенных солей. Посколь-
ку в растворенном виде в пленочной влаге были прежде всего хлориды,
то именно они и оказались вынесенными с течением геологического вре-
мени в нижнюю часть толщи лёссовых пород или в нижележащие грун-
товые воды, хотя значительного промачивания толщи не было. Следует
также отметить, что даже в случае частичного растворения сульфатов
и карбонатов хлор имеет более благоприятные условия миграции под
влиянием гравитационных сил, как показывают исследования подземных
вод крупных депрессий (Филатов, 1956). Опытные данные также показы-
вают, что в почвенных растворах хлориды диффундируют быстрее, чем
сульфаты (Полынов, Быстров, 1932).
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЛЕГКОРАСТВОРИМЫХ СОЛЕЙ
И ГИПСА В ЛЕССЕ
Каких бы мы ни придерживались взглядов на происхождение
лёсса, мы должны признать, что источники образования легкораствори-
мых солей и гипса в этой породе могут быть различными: деятельность
атмосферы, организмов, выветривания, почвообразовательных процессов
и грунтовых вод в различной степени могли служить факторами, приво-
дившими к накоплению солей по мере седиментации и, может быть,
в более позднее время.
В. А. Ковда (1937, 1946) систематизирует точки зрения различных
исследователей, отмечающих значение эоловых процессов в переносе
солей. Развевание солончаков, механическое испарение морской воды
^захват солей ветром с поверхности моря вместе с мелкими брызгами
воды), деятельность вулканов и фумарол приводят к тому, что в земной
атмосфере во взвешенном состоянии находятся значительные количества
тончайшей пыли, в состав которой входят и легкорастворимые соли.
Г. А. Максимович (1953) думает,. что количество выносимых реками
173
в океан солей не превосходит количество солей, выпадающих из атмосфе-
ры на земную поверхность вместе с осадками. Химический состав атмо-
сферных осадков, по данным Г. А. Максимовича, зонален и находится
в связи с составом коры выветривания различных географических зон.
В современный геологический момент состав солей в атмосфере и атмо-
сферных осадках меняется в связи с инженерной деятельностью человека
(Колодяжная, 1963).
Среди организмов наибольшее влияние на миграцию солей оказывает
растительность (Герасимов, Иванова, 1934; Гевельсон, 1934). В зависи-
мости от состава золы растений отмирание растений может приводить
к накоплению тех или иных химических элементов в почве. В. А. Ковда
указывает, что в степных и пустынно-степных почвах, оторванных от пи-
тающего влияния грунтовых вод, количественное значение биогенного
притока легкорастворимых солей занимает первое место. Обитатели сте-
пей и полупустынь —злаки, бобовые, полыни содержат зольных веществ
менее 10%, в составе зольных веществ преобладают SiO2, Р, Са, К. Из-
этого В. А. Ковда (1947) заключает, что указанные растения способ-
ствуют процессам рассоления и рассолонцовывания почв. Наличие в лёс-
се некоторого количества легкорастворимых солей позволяет допускать,
что в отдельные эпохи отложения лёссового материала здесь могла се-
литься и более галофитовая растительность, в составе золы которой вид-
ное место могли занимать SO4 и С1. Если бы это предположение удалось
доказать, оно представляло бы интерес для обсуждения вопроса о про-
исхождении лёсса.
В процессе последующей миграции солей в лёссе в отдельных случаях
значительная роль могла принадлежать некоторым роющим животным,
особенно червям и термитам. Наблюдения Н. А. Димо (1916) показы-
вают, что в термитниках нередко отмечается повышенное содержание
легкорастворимых солей, по-видимому, за счет выноса термитами части-
чек породы из глубоких зон грунта в поверхностные.
При изучении распределения растворимых солей в лёссе нельзя не
учитывать почвообразовательных процессов, происходивших в эпоху на-
копления почвенного материала и его диагенеза на небольшой глубине от
поверхности земли. Эти процессы могли способствовать накоплению
солей в отдельных горизонтах. В частности образование гажевых и дру-
гих гипсоносных горизонтов в лёссовых породах, как это наблюдается,
например, в Закавказье, наиболее вероятно связать с почвообразователь-
ными процессами. Значение этих процессов в континентальном гипсо-
накоплении осветил В. Н. Щербина (1951).
Следует отметить также точку зрения С. В. Быстрова (Быстров, Беля-
кова, 1935; Быстров, 1958), что соли в лёссе Северного Кавказа являются
результатом имевшего место отложения материала в условиях высокого
стояния уровня грунтовых вод, повышавшегося по мере накопления осад-
ков. Наличие террас в долинах Терека, Куры и Кумы, по мнению указан-
ного автора, убеждает в справедливости такого мнения. Высокое поло-
жение уровня грунтовых вод обусловило засоление породы, но последую-
щие процессы выщелачивания привели к вымыванию легкорастворимых
солей, и следами прежней высокой засоленности пород явилась лишь
известковистость. Этой гипотезе противоречат просадочные свойства
лёсса, микростратиграфическое распределение солей преимущественно
в некоторых горизонтах и т. д. (Денисов, 1946; Балаев, Царев, 1964).
Можно заключить, что имеется ряд факторов, принимавших участие
в процессах накопления легкорастворимых солей и гипса в лёссе. В каж-
дом отдельном случае вопрос желательно исследовать с привлечением
данных геохимии, геоморфологии, стратиграфии, почвоведения, палео-
педологии, палеогеографии и других дисциплин. Для проблемы лёсса
наибольший интерес представляет, по-видимому, не столько выяснение
174
роли каждого фактора соленакопления, сколько восстановление палео-
географической обстановки, в которой происходило соленакопление и
позднейшая миграция солей, В этом отношении представляют интерес
новейшие данные геохимии ландшафтов. Для кислых ландшафтов тунд-
ры и леса, как указывает А. И. Перельман (1955), характерна бедность
почв растворимыми веществами. Накопление гипса и легкорастворимых
солей в почве и водах характерно для степных и пустынных ландшафтов.
С этой точки зрения, если только образование лёсса не связывать с ныне
исчезнувшими формами ландшафтов, лёсс следует считать детищем сте-
пей и аридных пустынь. Однако нельзя не отметить, что соленакопление в
процессе седиментации отложений может в широких масштабах иметь
место также в холодных арктических условиях (Берг, 1947, 1952; Марков,
1956; Fristrup, 1953). По-видимому, образование легкорастворимых солей
и гипса в лёссе можно объяснить, если допустить, что лёсс формировался
в прохладных степях по окраинам и по периферии перигляциальной
зоны.
ВЛИЯНИЕ СОЛЕЙ
НА ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЛЁССА
Наличие растворимых солей в лёссе сильно влияет на его свой-
ства. При сухом состоянии породы это влияние в некоторой степени ска-
зывается в ее цементации. Исключение могут представлять лишь соли
Na2SO4 и MgSCU> при высыхании увеличивающие свой объем и способ-
ствующие уменьшению связности. Однако эти соли, как отмечалось выше,
содержатся в лёссе обычно в ничтожном количестве. Тем не менее поро-
ды с различным типом засоления существенно меняют свои свойства при
изменении влажности. Характер изменения свойств пород связан с соста-
вом и количеством отдельных солей (Рождественский, 1960; Обельченко,
1952; Безрук, Мбтылев, 1953; Грот, 1953).
Е. Д. Рождественский и А. Н. Обельченко (1951) констатируют, что
поведение пород в пластичном состоянии будет меняться с изменением
окружающей среды (водного раствора). При замене поглощенных двух-
валентных катионов (Са, Mg) на одновалентные (Na, К) происходит
увеличение пластичности пород, что связано с утолщением водных обо-
лочек в результате замены менее гидратированных ионов более гидрати-
рованными. Изучение сжимаемости засоленных лёссовых пород (Обель-
ченко, 1952; Безрук, Мотылев, 1953; Грот, 1953, Рождественский, Шуль-
гина, 1952) показывает, что труднорастворимые соли в породе тормозят
сжатие, легкорастворимые — способствуют этому процессу. Соли в рас-
творе, приводящие к гидратации пород, уменьшают способность грунта
сжиматься под нагрузкой, а дегидратирующие соли способствуют сжа-
тию. При наличии в породе хлористого и сернокислого натрия и особен-
но сернокислого магния, уплотнение породы достигается при меньших
нагрузках, чем в условиях отсутствия этих солей (Рождественский,
Шульгина, 1952).
Большой интерес представляет вопрос о связи воднорастворимых со-
лей в породе с ее способностью к просадке и дополнительному уплотнению
при нагрузке.
А. А. Аничков (1935) получил для Терско-Кумской степи в проса-
дочном лёссе сухой остаток в водной вытяжке 0,25—0,29 г/л, а в промо-
ченных местах, где просадочность уже наступила,— 0,12—0,16 г/л.
Породы из террас имеют наиболее высокую засоленность, которая воз-
растает с увеличением крутизны их склонов.
Более подробные данные привел в 1937 г. Ф. Л. Андрухин (1937)
для лёсса Ташкентского района. Непроявленные (сохранившие проса-
дочные свойства) породы имеют сульфатное засоление, сумма анионов
175
около 10—20 мг-экв на 100 г породы; проявленные просадочные породы
(в которых просадка уже совершилась) в значительной мере «опрес-
йены» фильтровавшей водой и имеют карбонатно-сульфатное засоление,
сумма анионов 3—10 мг-экв. Непросадочные породы, по данным
Ф. Л. Андрухина, имеют преимущественно слабое карбонатное засоление.
Сходные данные за последнее время приводит Г. А. Мавлянов (1953,
1958) для лёсса Ташкента.
Н. Я- Денисов (1946) приводит фактический материал по лёссу Се-
верного Кавказа, показывающий, что при образовании просадок, по-
видимому, происходит растворение и вынос солей из лёсса, однако в
небольших количествах. Удаление этих солей не может вызвать сколько-
нибудь значительного изменения пористости и образования просадок.
Следует отметить, что при .длительной фильтрации за счет вымыва-
ния солей, как показывают результаты новейших исследований
(А, Л. Рубинштейн, Г. Л. Урманова), могут происходить значительные
деформации лёсса.
Г лава XI
ВОДА В ЛЕССЕ
ВЛАЖНОСТЬ ЛЁССА,
ЗАЛЕГАЮЩЕГО ВЫШЕ УРОВНЯ ГРУНТОВЫХ ВОД
Общие данные. Вслед за В. А. Приклонским можно различать
следующие виды воды в лёссовых породах (Приклонский, 1955; Ларио-
нов, Приклонский, Ананьев, 1959): вода внутри кристаллической решет-
ки минералов (например, в гипсе), поверхностно-связанная вода (нахо-
дящаяся под преобладающим влиянием сил на поверхности раздела
минерал — поровый раствор), капиллярная вода (находящаяся под пре-
обладающим влиянием сил на поверхности раздела поровый раствор —
газовая фаза), гравитационная вода (находящаяся только под влиянием
сил тяжести). Так называемая пленочная вода является поверхностно-
связанной, иногда к ней частично относят капиллярную воду.
А. К. Ларионов, В. А. Приклонский и В. П. Ананьев (1959) полагают,
что в «лёссовых породах с влажностью ниже или около нижнего предела
пластичности преобладает связанная и отчасти капиллярная вода.
В сильноувлажненных или водонасыщенных породах большое значение
приобретает гравитационная вода. Вода, связанная в решетках мине-
ралов, может оказывать некоторое влияние на естественную влажность
сухих лёссовых пород, определяемую путем высушивания образца при
105° С, так как в некоторых минералах (гипс) часть этой воды выделяет-
ся при температуре ниже 100° С. Особенно в тех случаях, когда нагрева-
ние продолжается долго» (стр. 220).
Естественная влажность лёсса, если он не является водоносным, ко-
леблется от 3 до 27—28% и редко до 30%. А. К. Ларионов, В.. К. При-
клонский и В. П. Ананьев (1959) дают широкие пределы от 1 до 38,6 % <
но я полагаю, что влажность 1% может иметь место лишь в самой по-
верхностной (почвенной) зоне в засушливый сезон и преимущественно
лишь в аридных и семиаридных районах, а влажность выше 28—30%
может встречаться лишь в обводненном лёссе.
Естественная влажность определяет ряд свойств лёсса, и будет спра-
ведливо сказать, что с изменением ее из одной разновидности породы
может возникать другая, характеризующаяся совершенно иными свой-
ствами.
Среди факторов, влияющих на естественную влажность лёссовых
пород, должны быть указаны климат, рельеф, содержание глинистых
фракций, состав глинистых минералов, глубина залегания грунтовых вод,
пористость и т. д. Эти факторы могут обусловливать некоторые колеба-
ния в содержании влаги в лёссовых породах на разных горизонтах.
В лёссовых породах с различной способностью к деформации есте-
ственная влажность существенно различается. Ф. Л. Андрухин для
Средней Азии приводит следующие данные о естественной влажности
различных типов лёссовых пород: просадочные непроявленные (непро-
севшие) лёссовые породы — 3—10%, просадочные проявленные (про-
12 Н. И. Кригер
177-
севшие) лёссовые породы — 10—16%, непросадочные лёссовые поро-
ды— 14—28 %.
В действительности в двух последних случаях естественная влаж-
ность бывает более значительной, так что порода может являться водо-
носной.
«Мертвый горизонт» в лёссе. На основе естественной влажности лёс-
совую толщу в общем случае можно разбить на три зоны: верхнюю,
с сезонно изменяющейся влажностью, среднюю, с более или менее по-
стоянной влажностью, и нижнюю, содержащую водоносный горизонт.
Средняя и нижняя зоны, каждая в отдельности или обе вместе, иногда
могут отсутствовать. Кроме того, наличие литологической неоднородно-
сти лёссовой толщи и прослоев песчано-галечникового материала может
способствовать образованию небольших водоносных горизонтов внутри
лёссовой толщи.
Г. Н. Высоцкий (1899) еще в конце прошлого века пришел к заклю-
чению о существовании на юге Европейской части СССР на глубине
около 4 м «мертвого горизонта» иссушения (он же — импермацидный
или диспульсивный горизонт), возникшего вследствие недостатка влаги
для промачивания всей толщи грунтов. Таким образом, в толще грунтов
выделяется верхний слой, названный «живым», в котором естественная
влажность сезонно изменяется, и нижний — «мертвый горизонт», куда
сезонное промачивание не доходит.
Н. Я. Денисов (1946) указывает, что на Предкавказской равнине
колебание влажности просадочного лёсса происходит лишь в пределах
1—2 м от поверхности земли. Н. А. Осташев (1939) отмечает также для
Украины, что фильтрация от временных источников увлажнения рас-
пространяется до «мертвого горизонта» Г. Н. Высоцкого и сравнивает
законы распределения влажности в грунтах с законами распределения
в них температуры: на некоторых глубинах имеются горизонт с постоян-
ной годовой влажностью и горизонт с постоянной годовой температурой.
По данным А. К. Ларионова и 3. Е. Воропаевой (Ларионов, При-
клонский, Ананьев, 1959), в районе г. Ростова-на-Дону суточные коле-
бания влажности наблюдались лишь до глубины 0,25—0,35 м, сезон-
ные— до 0,5—1 м, годовые —до 1,5—3,5 м, многолетние — до глубины
3,5 м и более.
На участках подов и логов лёссовые породы весной промокают на
большую глубину, чем на ровных местах. Иногда промокание наблю-
дается до уровня воды, и «мертвый горизонт» отсутствует.
Таким образом, следует заключить, что наличие «мертвого горизон-
та» в лёссе находится в связи с климатическими и орографическими
условиями. Это явление зональное.. В степных условиях Украины на
ровных участках «мертвый горизонт» находится на глубине 2,5—3,0 м,
по в пониженных и увлажненных местах он может располагаться глуб-
же и даже вовсе отсутствовать, если порода периодически промачивает-
ся до нижележащего водоносного горизонта. В Средней Азии «мертвый
горизонт» может располагаться на меньших глубинах. Зато в более
северных местах он погружается вниз и, в связи с общим повышением
уровня грунтовых вод в этом же направлении, выклинивается.
Очень важным является вопрос о величине влажности в пределах
«мертвого горизонта». Эта влажность является зональным свойством.
По мнению Л. Г. Балаева (1963), влажность лёсса в «мертвом горизонте»
не превосходит влажности разрыва капилляров (ВРК),что, может быть,
не всегда верно. В Средней Азии в «мертвом горизонте» она составляет
5—10% до 15% и слабо изменяется с глубиной. В Северном Предкав-
казье влажность лёсса, по данным Н. Я. Денисова (1946), имеет близ-
кие или, может быть, несколько более высокие значения. В районе стани-
цы Солдатская (Терская оросительная система) она составляет в среднем
178
9,2%, в пределах блюдец уст. Советская — несколько выше, достигая
11,8%. Высокая влажность наблюдается в лёссе Рудного Алтая (рис. 30).
Здесь ее значения в большинстве слу-
чаев составляют 18—20%.
Естественная влажность лёсса в
горных районах увеличивается вверх
по склону соответственно увеличению
количества атмосферных осадков
(рис. 31).
Следует думать, что изменение
естественной влажности происходит и
во времени в связи с климатическими
колебаниями. Н. Я. Денисов (1948)
полагает, что в областях, где грунто-
вые воды залегают глубоко, повыше-
ние влажности климата сопровождает-
ся исключением из общего круговоро-
та значительных масс воды, связывае-
мой поверхностью частиц лёсса (бла-
годаря их сорбционной способности).
Понижение влажности климата приво-
дит к испарению связанной воды и к
включению ее вновь в круговорот.
Распределение и миграция влаги
в «мертвом горизонте». На распреде-
ление естественной влажности внутри
«мертвого горизонта» оказывает влия-
ние целый ряд факторов: глубина уров-
Рис. 30. Гистограмма распределения
влажности в лёссе и лёссовидных суг-
линках, залегающих выше уровня
грунтовых вод. Район г. Зыряновска
(285 анализов)
ня грунтовых вод, механический состав пород, характер глинистых ми-
нералов, состав солей и поглощающего комплекса, пористость и др.
Ввиду сложности возникающей таким образом картины зависимость
естественной влажности от каждого упомянутого фактора в отдельности
нередко является весьма слабо выраженной или вовсе не наблюдается
(рис. 32, 33).
Можно, вероятно, говорить о слабо выраженной тенденции к увели-
чению влажности лёсса при его большей глинистости и большей пористо-
сти. Такие зависимости следует искать в пределах одного участка в одном
стратиграфическом горизонте и на одинаковых глубинах, где характер
породы и географическая среда являются однородными.
Само собой разумеется, что понятие о «мертвом горизонте» является
относительным и пригодно лишь при сравнении естественной влажности
пород в этой зоне с влажностью в зоне значительного влияния сезонного
увлажнения. В «мертвом горизонте» даже в естественных условиях
также наблюдаются с течением времени некоторые колебания влаж-
ности. В связи с этим К. Д. Глинка (1916) теоретически не находил
возможным допустить существование «мертвых горизонтов». Он пола-
гает, что относительное постоянство влажности грунта в течение года
еще не свидетельствует об отсутствии просачивания через грунт капель-
но-жидкой влаги. Горизонты с относительно постоянной годовой влаж-
ностью существуют и там, где грунт несомненно пропитывается атмо-
сферными осадками.
По мнению К- Д. Глинки, постоянство влажности указывает лишь на
то, что вода здесь просачивается в пленочном состоянии. По всей вероят-
ности, это мнение является справедливым, хотя верно будет и утвержде-
ние, что эффект подобного процесса по сравнению с эффектом, вызывае-
мым свободной фильтрацией гравитационной воды, мал.
12*
179
' м
2000 -
/ООО -
/600 -
МО -
/200 -
/ООО -
ооо L_______ , , .
080 5it О ООО Ь60 />203803^0 44 М Ь8 SO ,
SyX/S >0 ''в * >0 /О 8ПоР“с,осгЬ>% 0,100,12 #/4 0160/0 0,23
> ' Естестденная О л а ж - Коэффициент лакро-
настб порогу % пористости при на-
грузке 3 Нг/смг
Рис. 31. Зависимость атмосферных осадков и средних взвешенных значений
влажности, пористости и «коэффициента макропористости» (при нагрузке
3*яг/ои2) от абсолютной высоты местности. Северный склон Киргизского хребта.
Цифры у точек указывают количество определений
34 г
33 -
32 “
31 -
30-
29 -
28-
27-
25-
25-
П’
23 -
22 -
21 '
20-
19 -
18-
17 -
15-
Z/L 1 1- 1 1 1 1 1 1 1 ! t l__________I L t t 1 t I
20 21 22 23 2i 25 26 27 28 28 30 31 32 33 3b 35 36 37 38 33
Глинистая фрабция, %
Рис. 32. Зависимость влажности лёсса и лёссовидных суглинков от содержа-
ния глинистой фракции « 0,001 лсж). Г. Лениногорск
С. В. Быстров (1958) считает, что выпадающие атмосферные осадки
проникают в толщу лёссовых пород на значительную глубину, хотя с
глубины 3 м изменения влажности являются небольшими. В подтверж-
дение своего мнения С. В. Быстров приводит определение влажности
до глубины 7 м в двух шурфах близ станицы Курской (Предкавказье).
Один из шурфов заложен в 1931 г., другой — в 1932 г., знаменитом
ЯЛ- .
3k -
33
32
31
30
23
28
Л.
2k
Ч)
23
• •
22 - • * «
21 - •
• «
19 -
18 - ® '
17 -
10 - ...
Ill *' ' I J 1 t I_______I__* I 1 I -1— I - I I
ii iS iS i7 68 iS 00 01 02 03 Oi 00 OS 07 08
flapucmacmb, °/o
Рис. 33. Зависимость влажности лёсса и лёссовидных суглинков
от пористости, Г. Лениногорск
исключительным обилием атмосферных осадков. Во втором шурфе
влажность оказалась более высокой (на глубинах более 3 м разница
составляла до 3%), чем в первом. Предположение С. В. Быстров а ка-
жется весьма вероятным, однако отсутствие точных данных о микро-
рельефе на участках заложения шурфов и недостаточность фактического
материала (только два шурфа!) не дают оснований считать высказы-
вания его хорошо обоснованными.
Исследования показывают, что в пределах «мертвого горизонта»
наблюдается чрезвычайно устойчивое распределение влажности по от-
дельным горизонтам (Кригер, 1961* 1962; Балаев, 1963). На рис. 34
показано распределение влажности в лёссе на опытном участке в окрест-
ностях г. Зыряновска. Можно видеть, что в различные годы и сезоны
характер распределения влаги по глубине не меняется существенным
образом. За последнее время очень интересные исследования этого во-
проса опубликованы Л. Г. Балаевым (1963)1 Можно считать, что в пре-
делах «мертвой» зоны влажность является свойством, характеризую-
щимся относительным постоянством на протяжении многолетних и даже
181
многовековых отрезков
времени. Она медленно
меняется также в течение
геологического времени
по мере изменения клима-
та. Устойчивость значе-
ний влажности в «мерт-
вой» зоне следует связы-
вать с малой активностью
миграции в ней влаги.
Некоторые исследова-
тели указывают, что тол-
ща просадочного лёсса
образовывалась в усло-
виях сухого климата и
после своего образования
не промачивалась, хотя
доказательство этого мне-
ния, основанное на изуче-
нии обменного комплекса
породы (Соколовский,
1943) и глинистых мине-
ралов (Ананьев, 1954),
кажется спорным. По мне-
нию Н. Я. Денисова
(1948), глинистые отло-
жения, не подвергшиеся
на протяжении всего пе-
риода своего существова-
ния влиянию воды, могут
доуплотняться при неиз-
менном ‘давлении при по-
ступлении влаги в их по-
ры. Примером такого до-
уплотнения может слу-
жить просадка лёсса.
Отмечая слабую изучен-
ность рассматриваемого
вопроса, надо все же при-
знать, что недоуплотнен-
ность лёсса по отношению
к природному напряже-
нию, существующему в
породе, свидетельствует
о невысокой влажности
просадочного лёсса на
протяжении всего периода
его существования. Следу-
ет предполагать, что в
пределах «мертвого гори-
зонта» миграция влаги в
просадочном лёссе имела
место преимущественно
лишь в пленочном виде,
а при влажности меньше
ВРК — Почти не происхо-
дит (Балаев, 1963).
182
Перемещение влаги в грунте в пленочном состоянии было установ-
лено еще А. Ф. Лебедевым (1936). Как справедливо отметил Н. Я. Де-
нисов (1946), при передвижении влаги в лёссе следует учитывать адсорб-
ционные явления, передвижение влаги в этом случае не может проте-
кать по законам гидродинамики.
Н. Я. Денисов (1946) подчеркивает значение пленочного передви-
жения влаги в лёссе.. Малая влажность лёсса и наличие в нем крупных
пор благоприятствуют этому передвижению. Нельзя отрицать и гравита-
ционное перемещение пленочной влаги (Балаев, 1963).
В связи с пленочным движением влага распространяется не только
вниз, но и в стороны от источников увлажнения, хотя водопроницаемость
лёсса в горизонтальном направлении значительно меньше, чем в верти-
кальном. Н. Я. Денисов приводит данные о распространении влаги от
каналов в горизонтальном направлении на расстояние свыше 60 ти,
причем значение влажности (<15%, т. е. меньше «максимальной моле-
кулярной влагоемкости») доказывает ее распространение в пленочном
виде.
Источником поступления влаги в лёсс, помимо инфильтрации, ча-
стично является также поглощение грунтом парообразной воды.
Е. Д. Рождественский и В. П. Шульгина (1953) представляют себе этот
процесс как комплекс сорбционных процессов: адсорбции, хемосорбции
и капиллярной конденсации. Протекание сорбционных процессов во вре-
мени происходит по параболической закономерности: наибольшее коли-
чество влаги сорбируется в первые дни, затем сорбция уменьшается
вплоть до полного прекращения. Е. Д. Рождественский и В. П. Шуль-
гина показали, что лёссовые породы обладают сравнительно невысокой
сорбционной способностью, что объясняется их гранулометрическим
составом и составом поглощенного комплекса, включающего по большей
части Са и Mg. Сорбционная способность повышается по мере увели-
чения количества глинистой фракции и зависит, кроме того, от состава
воднорастворимых солей в породе. Наибольшая сорбционная способность
наблюдалась Е.. Д. Рождественским и В. П. Шульгиной у пород, содер-
жащих хлористый натрий (ввиду высокой гигроскопичности этой соли).
Подводя итоги сказанному, следует заключить, что миграция влаги
в лёссе в пределах «мертвого горизонта» протекает не активно. Низкая
влажность лёсса в пределах «мертвого горизонта», вероятно, сохраняет-
ся геологически длительное время, что и обусловливает сохранение
просадочных свойств породы, а также сохранение зон выщелачивания
и повышенной известковистости, связанных с древними почвообразова-
тельными процессами.
ВОДОНОСНЫЕ ГОРИЗОНТЫ В ЛЁССЕ
И В ЛЁССОВИДНЫХ ПОРОДАХ
Наряду с понятием о влажности лёссовых пород должно
существовать самостоятельное понятие об их водоносности. Порода
может быть водоносной при различных значениях влажности. Понятие
о водоносном горизонте в лёссовых (и вообще в глинистых) породах
требует пояснения.
Ввиду малой водопроводящей способности лёссовых пород (их
коэффициент фильтрации обычно близок к 1 м) сутки) они часто являют-
ся водоупором, если залегают в толще водоносных песков и галечников.
Принимать их за водоупор практически удобно при решении ряда задач
по фильтрации воды в галечниково-песчаных образованиях, например,
при подсчете притока воды в скважину или подсчете потерь воды из
водохранилища. В этих случаях нередко удобно пренебречь водонос-
ностью лёссовых пород. Другое дело, когда в водоносных лёссовых
183
породах отсутствуют прослои с высоким коэффициентом фильтрации
и, следовательно, нас интересует прежде всего водоносность самих лёс-
совых пород. В таких случаях представление о водоносных горизонтах,
сложенных лёссовыми породами, имеет очень большое значение.
Мы будем говорить о водоносном горизонте в лёссовых породах в
том случае, если их влажность настолько высока, что в выработку при
вскрытии породы поступает вода. Нижний предел этой влажности, оче-
видно, превышает «влажность разрыва капилляров», по А. А. Роде
(1952), т. е. ту влажность, при которой подвешенная влага в процессе
своего испарения теряет сплошность и перестает передвигаться к испа-
ряющей поверхности. По мнению А. А. Роде, влажность разрыва капил-
ляров составляет около 50% от полной влагоемкости грунта. Последняя
для лёссовых пород составляет 30—35% от веса сухой породы. В лёссе
влажность разрыва капилляров должна составлять 15—17%. Л. Г. Бала-
ев (1963) дает более низкую цифру И—13%. Во всяком случае можно
говорить о водоносном горизонте, если естественная влажность породы
превышает «наибольшее количество пленочно-подвешенной влаги», ко-
торое может удерживаться породой. Эта величина, по А. А. Роде, состав-
ляет около 70% от полной влагоемкости породы или (добавлю от себя)
в лёссе около 25% от веса породы.
Используя ранее предложенные показатели влажности, можно пола-
гать, что появление грунтовых вод в лёссе наблюдается при влажности,
приблизительно отвечающей середине интервала пластичности (ближе
к границе текучести), или границе капиллярной влагоемкости (по
Ю. М. Абелеву, влажность 20—30%), или, наконец, границе полевой
предельной влагоемкости (по Н. Я. Денисову соответствует заполнению
водой от 55 до 75% объема пор).
Понятие о водоносном горизонте в лёссе из-за особенностей этой
породы остается несколько условным. Не всегда легко бесспорно уста-
новить границы водоносного горизонта и даже наличие его в лёссе.
Причина этого заключается в том, что, во-первых, поступление влаги из
водоносного лёсса происходит медленно (по причине низкой влагоотда-
чи) и, во-вторых,— влага поступает не только из собственно водоносной
толщи, но и из зоны капиллярного увлажнения.
Высоту капиллярно-увлажненной зоны лёссовых пород В. А. Смир-
нов (1954) определяет в 2 м над уровнем грунтовых вод. Влажность в
зоне капиллярного увлажнения лёссовых пород Украины, по В. А. Смир-
нову, колеблется в пределах 21—34%; в нижней части (1,5 л<) она
составляет 25—34%, в верхней — 21—25%. По Г. А. Мавлянову (1954),
лёссовые породы теряют просадочность в толще, примерно на 3 м
выше уровня грунтовых вод, что связано с влиянием капиллярной воды.
Следует отметить трудности изучения уровенного режима грунтовых
вод в лёссовых породах. Вследствие малого коэффициента фильтрации
и плохой водоотдачи лёссовых пород установление уровня воды в выра-
ботках иногда идет очень медленно. Продолжительность водоотдачи, по
данным В. А. Смирнова (1934), колеблется от 3 до 280 час. Даже для
установления уровня воды в скважинах иногда требуется 3—4 дня, еще
больше времени может потребоваться для установления уровня воды
в шурфах. Иногда при проходке скважин и даже шурфов водоносные
горизонты остаются незамеченными, и лишь определения естественной
влажности и других свойств пород позволяют приблизительно устано-
вить точку, на которой впоследствии установится уровень воды в выра-
ботке. Резкое повышение естественной влажности с глубиной, отмечаю-
щее вступление выработки в водоносный горизонт, можно видеть на
рис. 35 для района г. Зыряновска (Рудный Алтай).. В шурфе —
скв. № 1848 — виден скачок влажности приблизительно на глубине
установившегося уровня грунтовых вод. В шурфе № 1854 — высокая
184
влажность породы в верхней части разреза объясняется инфильтрацией
воды в породу из неисправного водопровода. Относительная просадоч-
ность затухает с глубиной, но имеет минимум также на участке инфиль-
трации. Водоносный горизонт встречен в нижней части разреза.
Укажем другой любопытный случай влажности лёсса также на
одном из участков в г. Зыряновске (рис. 36), Здесь под лёссом, мощ-
ностью 10,5—12,0 м, залегают водоносные мелкозернистые и разнозер-
нистые пески (2,0—3,5 я), подстилаемые водоупорными глинами. Влаж-
ность лёсса в верхней части толщи изменяется в пределах 19—22%
Мнррициехя? npQGGttovffac/ni/
Рис. 35. Влажность лёссовидных суглинков в двух выработках у г. Зыряновска
1 — влажность, %; 2 — нижняя граница пластичности; 3 — верхняя граница пластичности;
4 — относительная просадсчность под нагрузкой 3 кг/см2
(редко достигая 25%); на глубине от 5,5 до 6,85 я влажность лёсса
резко возрастает до 28—32% (местами снижаясь до 24—26%). Зона
повышенной влажности имеет мощность 3,65—6,50 м. Грунтовые воды
встречены выработками (скважинами и шурфами) лишь в песках, под-
стилающих лёсс. Эти воды оказались напорными. Пьезометрический
уровень напорных вод приблизительно соответствует поверхности выше-
отмеченной зоны более высокого увлажнения лёсса. По этой причине
можно предполагать гидравлическую связь водоносного горизонта,
заключенного в песках, с водой в зоне лёсса с повышенной влажностью.
Таким образом, эта зона лёсса ведет себя, с одной стороны, как зона
капиллярного увлажнения (при проходке выработок не отмечено значи-
тельного поступления воды из породы, свойственного водоносному гори-
зонту), а с другой — как водоносный горизонт (гидравлическая связь
воды в лёссе с водой в нижележащих песках). Следует отметить, что
мощность рассматриваемой зоны лёсса с повышенной влажностью не-
сколько велика для зоны капиллярного поднятия.
135
Рис. 36. Профили в лёссовидных суглинках на площадке г, Зыряновска
а— естественная влажность (%) суглинка в шурфе № 2550; б — то же — в шурфе № 2552; / —
почва; 2 — лёсс; 3 — песок; 4 — глина; 5 — верхняя граница зоны повышенной влажности. ’
Стрелки показывают напор грунтовых вод
Влажность лёсса в зоне водоносного горизонта обычно изменяется
в пределах 25—30%.
В различных климатических зонах присутствие грунтовых вод в
лёссе не является одинаково характерным явлением. Это явление зна-
чительно реже наблюдается в южных частях области распространения
лёсса, чем в северных. В Китае, как указывал Ф. Рихтгофен (Richthofen,
1877), в типичных лёссовых областях обычно отсутствуют родники; по-
следние появляются лишь там, где имеются выходы коренных пород.
Подобное явление Ф. Рихтгофен, еще не знавший о развитии в засуш-
ливых областях «мертвого горизонта», объяснял вертикальной тексту-
рой лёсса, обусловливающей его высокую водопроницаемость.
И. И. Трофимов (1950; 1956) считает, что воды в лёссе в южной
половине Европейской части СССР, строго говоря, не являются грун-
товыми, хотя бы потому, что площадь их распространения не совпадает
с площадью питания. Формирование грунтовых вод в лёссе степей и
пустынь имеет свои особенности, связанные со свойствами лёсса (ани-
186
зотропность, своеобразная пористость, гранулометрический состав,
большая влагоемкость и капиллярность) и с климатическими условия-
ми, благодаря чему обычно сквозное промачивание породы гравитацион-
ной водой не наблюдается.
Химизм грунтовых вод в лёссовых толщах в основном определяется
составом содержащихся в них воднорастворимых солей и условиями
рельефа.
Зависимость минерализации воды от засоления лёссовых пород по-
казана на примере Степного Крыма (Львова, 1957).
К. И. Лисицын (1929) указал, что в степях Северного Кавказа грун-
товые воды тем более минерализованы, чем дальше они залегают от
первичных очагов инфильтрации, поскольку происходит насыщение со-
лями по пути движения. Более пресные грунтовые воды встречаются в
вершинах балок и по боковым балочкам нижних частей крупных балок,
а также в районах главных водоразделов, особенно у степных блюдец.
Воды из суглинков в вершинах балок и на водоразделах имеют жесткость
в среднем в полтора раза, содержание С1 в три, a SO4 в два раза мень-
ше, чем воды из суглинков более низких частей балок и долин речек.
А. А. Аничков (1935) рассматривает грунтовые воды как своего рода
водные вытяжки и находит, что воды водораздельных плато засолены
больше, чем воды террас и особенно долин. Отсюда он заключает, что
на плато, по-видимому, наблюдается рассоление, а в долинах — засо-
ление грунтовых вод..
Сходные мысли более подробно развиты в работах С. В. Быстрова
(1935; 1936; 1958). Ошибочно связывая происхождение высокой пори-
стости просадочных лёссовых пород с выносом растворимых солей,
С. В. Быстров, однако, делает заслуживающий внимания вывод, что
соли, выщелоченные из породы, в настоящее время встречаются в грун-
товых водах. По данным С. В. Быстрова и Л. П. Беляковой (1935),
«характерной особенностью грунтовых вод в просадочных грунтах
является малая подвижность их, большая пестрота химического состава,
выражающаяся в том, что под отрицательными элементами рельефа
встречаются более пресные воды, а под положительными элементами —
соленые большие колебания в глубине залегания, зависящие также от
рельефа местности, и, наконец, значительная минерализация. Все это
указывает на то, что грунтовые воды этих районов, во всяком случае
верхний горизонт их, имеют связь с вышележащими слоями грунта; их
происхождение.— просачивание сверху, почему так хорошо и выражена
зависимость их состава и глубины залегания от рельефа местности».
Выше (в главе о легкорастворимых солях) я уже касался этого вопроса
и отмечал, что заключение о выносе солей из лёсса в грунтовые воды,
по-видимому, справедливо лишь для легкорастворимых солей, находя-
щихся в породе в виде растворов.
Р. С. Кац (1935) указывает, что на Украине процессы выщелачива-
ния лёсса на участках подов развиты более интенсивно, чем на равнин-
ных пространствах. По его данным, грунтовые воды ровных участков —
солоноватые и горько-соленые и относятся они к III классу, по Пальме-
ру; в них преобладают хлориды. Грунтовые воды подов обычно являют-
ся наиболее пресными, используются для питья, относятся к I классу
Пальмера; хлориды играют в них незначительную роль. По данным
Р. С. Каца, грунтовые воды под подами образуют водные «купола».
Например, у хут. Зяблово водный «купол» возвышается на 1,5—2,0 м
над общим уровнем грунтовых вод. Р. С. Кац отмечает также вертикаль-
ную зональность грунтовых вод в лёссе: пресные воды залегают (пла-
вают) на более плотных соленых водах в виде линз под подами; благо-
даря этому при углублении колодца и усиленном расходе воды пресная
вода может быть исчерпана, и колодец заполнится соленой водой.
187
В. И. Подгородниченко (1952) также указывает, что под блюдца-
ми часто находят пресные грунтовые воды. Однако наличие степных
блюдец все же не является полноценным поисковым признаком пресных
грунтовых вод, так как оно не может объяснить всего разнообразия
условий залегания грунтовых вод в лёссовых породах водораздельных
пространств. Наличие пресных вод под степными блюдцами не всегда
подтверждается фактическими данными. В. И. Подгородниченко дает
гипотетическую картину развития лёссовых пород и грунтовых вод степ-
ных блюдец. Поступление атмосферных осадков через степные блюдца
приводит к определению и первоначально к некоторому подъему грунто-
вых вод под ними. Грунтовые воды образуются на местных водоупорах
в суглинистой толще. Периодическое действие этого процесса и связан-
ного с ним диагенеза будет приводить к продолжению просадочного
процесса. В результате этого, по-видимому, происходит разрушение
(изменение структуры и водоупорных свойств) тех частей водоупоров,
(погребенных почв или более плотных суглинков), над которыми обра-
зуется верховодка, т. е. создаются условия для «проваливания» верхо-
водки в более глубокие горизонты суглинистой толщи. Таким образом,
по мнению В. И. Подгородниченко, степные блюдца — среда, благо-
приятная для глубокого диагенеза .суглинистой толщи.
Гипотеза В. И. Подгородниченко о «проваливании» верховодки в на-
стоящее время кажется недостаточно обоснованной.
М. П. Сахарова (1937) вообще сомневается в возможности образо-
вания верховодки при инфильтрации воды в лёссовую толщу, состоящую
из прослоек пород с различными коэффициентами фильтрации. Даже
при инфильтрации в грунт производственных вод на заводе Запорож-
сталь, где в лёссе имеются прослои суглинков с коэффициентом филь-
трации в 10 раз меньшим, чем в лёссе, не было отмечено появления
локальных верховодок.
Тем не менее глубокое изменение лёсса под различными впадинами
не вызывает сомнения. М. П. Сахарова (1937) подтверждает значение
лощин для питания и залегания грунтовых вод в; лёссе Украины.
И. Е- Жернов (1955) наблюдал в тех же районах Украины, как «сток
талых весенних вод в пониженные места подов приводил к такому
обильному просачиванию влаги, что она задерживалась на относитель-
ных водоупорах, образовывала водоносный горизонт, зеркало которого
достигало почвенного слоя». Эти грунтовые воды во второй половине
года исчезают.
Что касается дебита грунтовых вод в лёссе и лёссовидных породах,,
то он имеет небольшую величину в связи с малым коэффициентом
фильтрации пород. Кроме того, дебит этих вод зависит также и от есте-
ственной влажности пород, так как далеко не всегда в водоносных го-
ризонтах наблюдается полное заполнение водой пор породы. По данным
В. А. Смирнова (1954), в обводненных лёссовых породах Украины,
мощностью более 15 я, при понижении от 0,5 до 5,5 м дебит составляет
2,2—3,0 м3! сутки (0,02—0,04 л! сек), радиус влияния при продолжитель-
ных откачках составляет до 14—15 м при радиусе наиболее ярко выра-
женной воронки депрессии около 4 м.
Большой практический интерес представляет вопрос о возможности
искусственного дренажа обводненных лёссовых пород. Многие инжене-
ры скептически относятся к такой возможности. Однако имеющийся
пока еще ограниченный опыт работы не дает оснований для такого
скептицизма (Мшвениерадзе, 1950; Смирнов, 1954; Бобровский, 1952;
Гоц, 1958).
188
Явление фильтрации в лёссовых (и вообще в глинистых)
породах имеет много своеобразия по сравнению с фильтрацией в песках
и галечниках, для которых была разработана классическая теория филь-
трации. По этой причине применение коэффициента фильтрации в смыс-
ле, употребляемом в современной гидрогеологии, для характеристики
свойств лёссовых пород является спорным. На это указывает ряд иссле-
дователей, в частности — Н. Я- Денисов (1946), И. В. Попов (1948) и др.
Н. Я. Денисов считает, что о применении закона Дарси можно говорить
лишь в том случае, если поры породы полностью заполнены водой;
между тем при инфильтрации воды из шурфов и каналов в лёсс с малой
естественной влажностью вода заполняет поры лишь не более как на
70—80%. Б. П. Горбунов (1951) указывает, что на коэффициент филь-
трации лёссовых пород влияют физико-химические процессы, происхо-
дящие в породах, имеющих большую удельную поверхность. Эти про-
цессы, как справедливо отмечает Б. П. Горбунов, проявляются в обра-
зовании вокруг частиц пленок связанной воды, качественно отличной от
обычной свободной воды, а также в коагуляции и пептизации глинисто-
коллоидных фракций, ведущих к образованию агрегатов или распаду их,
что изменяет гранулометрический состав и удельную поверхность твер-
дой фазы породы.
С учетом указанных обстоятельств было бы правильным отказаться
от применения понятия коэффициента фильтрации к лёссу или резко
ограничить это применение. Вероятно, было бы справедливым для ха-
рактеристики водопроницаемости лёссовых (и других глинистых) пород
ввести новые показатели. Не задаваясь целью вводить эти показатели
в данной работе, я условно использую при описании лёсса и лёссовид-
ных пород старые понятия о фильтрации и коэффициенте фильтрации,
тем более, что они до сих пор, хотя и без должного основания, широко
применяются при различных инженерных расчетах.
Одной из немногочисленных попыток применения современных пред-
ставлений об особых свойствах тонких пленок воды к учению о фильтра-
ции являются исследования Б. П. Горбунова (1951), который различает
в глинистых породах фильтрацию свободную (течение свободной воды
под влиянием силы тяжести) и принужденную (движение при больших
градиентах связанной воды, которая способна сопротивляться сдвигу
как твердое тело). В работе В. П. Горбунова рассматривается вопрос
о влиянии количества связанной воды и удельной поверхности породы
на его фильтрационные свойства. Эту работу можно рассматривать как
один из первых опытов подобного рода. Можно думать, что последую-
щие исследователи учтут все разнообразие видов влаги в глинистых
породах и покажут зависимость фильтрационных свойств пород от со-
става обменного комплекса, а также состава глинистых минералов и др.
пще не учтены разнообразные виды пленочной влаги и своеобразная
текстура лёсса.
Все сказанное позволяет видеть сложность вопроса о водопроницае-
мости лёсса и крайнее несовершенство наших знаний в этой области.
Вопрос усложняется еще и тем, что свойства лёсса под влиянием
фильтрации изменяются: по мере фильтрации изменяется размер и фор-
ма пор, сначала под влиянием просадочных, а затем — суффозионных
факторов (Рубинштейн и др., 1955).
Оценку водопроницаемости лёсса дают многие авторы.
Первые исследователи лёсса приписывали ему высокую водопрони-
цаемость. Например, Ф. Рихтгофен (1877) указывал, что благодаря вер-
тикальной текстуре лёсс, как губка, всасывает в себя воду. В Китае
189
сильные дожди не оставляют луж на поверхности лёсса; озера на лёссо-
вой почве отсутствуют.
Остановлюсь лишь на главнейших работах последнего времени.
Следует учесть, что лабораторные методы определения коэффициента
фильтрации лёссовых (как и других глинистых) пород обычно дают
заниженные результаты, прежде всего по той причине, что не учитывают
наличия трещин и кротовин.
По методу инфильтрации из шурфов коэффициент фильтрации лёсса
определяется цифрами 0,4—2,9 м (табл. 12). По данным откачек в Ива-
не, получены значения 0,66—2,46 м/сутки.
Таблица 12
Определение коэффициента фильтрации лёсса Средней Азии по методу
Нестерова инфильтрации из шурфов
Район Коэффициент фильтрации, м}су тки
мини- мальный максимальный средний
Алмалык (бассейн р. Ангрен), 2 опы- та 0,46 0,67 0,57
Текели (Джунгарский Алатау), 10 опытов 0,58 2,90 1,35
Кентау (Каратау) 15 опытов .... 0,42 1,47 0,70
Для лёсса и лёссовидных пород юга Украины В. А.. Смирнов (1954)
получил также близкие цифры, используя метод налива в шурфы
(0,46—1,27 м/сутки), откачки, одиночные (0,55—0,95 м/сутки) и кусто-
вые (0,46—0,56 м/сутки).
Из приведенных данных можно .заключить, что коэффициент филь-
трации лёсса изменяется по большей части в пределах 0,5—1,5 м] сутки.
Вследствие анизотропности структуры лёсса фильтрационные свой-
ства его различаются в разных направлениях. По данным Н. И. Кири-
ченко (1955), в Кривом Роге коэффициент фильтрации лёсса составляет
в вертикальном направлении 0,08—1,00, в горизонтальном — 0,02—
0,20 м/сутки; коэффициент фильтрации лёссовидных пород соответ-
ственно равен 0,02—0,06 и 0,08—0,004 м!сутки. Н. И. Кириченко заклю-
чает, что коэффициент фильтрации в вертикальном направлении больше^
чем в горизонтальном: в лёссе — в 2—15 раз, в лёссовидных суглинках —
в 1,5—2,5 раза.
Следует отметить, что водопроницаемость лёсса может значительно
повышаться при наличии открытых ходов и трещин (Трофимов, 1962).
В г. Зыряновске, по моим данным, на глубинах до 4 м коэффициент
фильтрации лёсса достигает более 13 м!сутки, что связано с наличием
ходов червей. Современный почвенный покров здесь имеет коэффициент
фильтрации 3—7 м!сутки. Столь высокое значение коэффициента объяс-
няется наличием ходов червей. Коэффициент фильтрации лёсса может
быть очень высоким при значительном развитии в нем вертикальных
трещин. Наконец, трещины и пустоты, возникающие в лёссе при проса-
дочных и карстово-суффозионных явлениях, могут служить хорошими
проводниками воды.
Указанные значения коэффициента фильтрации лёсса близки к ско-
рости инфильтрации влаги в нем. По данным Н.. Я. Денисова (1946),
пробные замочки котлована в районе Мало-Кабардинской ороситель-
ной системы показали инфильтрацию пленочной влаги в вертикальном
190
направлении за первые 4—5 суток со средней скоростью 1,8 м) сутки, за
последующие 15 суток — со средней скоростью 0,25 м/сутки. Распро-
странение пленочной влаги в горизонтальном направлении происходит,
по наблюдениям Н. Я- Денисова (1946), в районе ст. Солдатской, со
скоростью 0,3—1,4 м!сутки, замедляясь со временем, и достигая 0,14—
0,40 м)сутки после 15 суток проведения опыта. По наблюдениям
И. Г. Глухова (1956), вертикальная инфильтрация влаги из каналов
происходит со скоростью 0,2—0,5 м/сутки и не зависит от формы кана-
лов и расхода воды в них.
Ф. Л. Андрухин (1937) указывает, что во время опытного налива
воды в шурф в течение 6—7 суток количество воды, инфильтрующейся
в породу за единицу времени, изменяется для типичного лёсса в 100 раз.
Ввиду длительности периода капиллярного поглощения воды резкий
перегиб кривой количества инфильтрующейся в породу воды наблюдает-
ся только после 12 час. опыта. На шурфах с малой площадью фильтра-
ции этот период растягивается на значительно большее время. По этой
причине изучение фильтрации лёссовых пород в шурфах (или зумпфах)
с малым сечением и с кратковременными наблюдениями дает искажен-
ную картину его фильтрующей способности.
По данным Ф. Л. Андрухина, минимальное значение фильтрующей
способности пород получается на шестые сутки.,
Имеющиеся у меня результаты опытных наливов показывают, что
в лёссе Средней Азии резкое сокращение количества инфильтрующейся
воды (при малом сечении площади инфильтрации) наступает уже через
1—3 часа и длительность опыта 6—8 час. в большинстве случаев бывает
достаточной для получения количества инфильтрующейся воды, близ-
кого к минимуму.
Изучение влажности лёсса при фильтрации через него воды выявляет
очень важный факт—*при фильтрации поры породы не заполняются
водой полностью ^Денисов, 1946, 1953; Осташев, 1939; Сахарова, 1935).
И. Г. Глухов (1954) связывает это явление с зажатым воздухом в по-
роде, но Н. я. Денисов (1946), по-видимому, более правильно объясняет
его передвижением влаги в пленочном виде.
Н. Я. Денисов (1946; 1953) приводит фактические данные, показы-
вающие, что при фильтрации воды в толще степень заполнения пор
водой не превышает 0,7—0,8, соответствуя влажности полевой (наи-
меньшей) влагоемкости. Степень заполнения пор водой убывает от ука-
занного значения в направлении движения инфильтрационного потока,
что Н. Я. Денисов связывает с пленочным растеканием потока в сторо-
ны и увеличением испарения в связи с увеличением контура фигуры
смачивания. Влажность лёсса при фильтрации может превзойти указан-
ные цифры лишь в случае достижения инфильтрационным потоком гори-
зонта грунтовых вод, подъема их уровня или, добавлю от себя, дости-
жения инфильтрационным потоком водоупорных слоев. По заключению
Н. Я. Денисова, «если под толщей лёсса или лёссовидных суглинков
залегают хорошо водопроницаемые породы, не насыщенные водой (пе-
сок, галечник и т. п..), то сколько бы длительно ни происходила инфиль-
трация, влажность пород не может стать больше «полевой (наимень-
шей) влагоемкости».
При поднятии уровня грунтовых вод (например, при их подпоре)
процесс изменения влажности пород протекает существенно иначе:
влажность пород довольно быстро достигает полной влагоемкости (Де-
нисов, 1946).
191
ВЛИЯНИЕ СТРОИТЕЛЬСТВА
НА РЕЖИМ ВЛАЖНОСТИ ЛЕССА
Благодаря строительству искусственно создается новая гео-
графическая среда, в которой лёсс существенно изменяет свои свойства.
Известны многочисленные примеры, когда в результате утечек различ-
ных производственных и бытовых вод уровень грунтовых вод в разнооб-
разных породах значительно повышался.
При строительстве на лёссе аналогичные явления также известны во
многих случаях. Причины этих явлений могут быть различными.
Интересно замечание К. И. Добровольского (1939), что гудрониро-
вание, создавая водонепроницаемость, прекращает испарение грунтовой
влаги и может повести к местному накоплению в верхних горизонтах
парообразной воды. По этой причине К. И. Добровольский рекомендует
асфальтировать только полоску 2—4 м вокруг зданий.
Н. Я. Денисов (1946) также указывает значение «затененности»
пород застройками для уменьшения подземного испарения и увеличе-
ния естественной влажности. Даже под скирдами соломы влажность
грунта увеличивается на 3% и более по сравнению с влажностью его
на открытых местах..
В других работах Н. Я- Денисов (1948, 1949) указывает, что на за-
строенных площадях меняется температурный режим пород. В связи
с более низкой температурой породы на участках, закрытых от влияния
солнечных лучей, упругость водяных паров в порах породы будет ниже.
Это создает возможность движения паров от открытых площадей к за-
крытым. В результате конденсации влаги происходит образование
грунтовых вод на застроенных участках. Н. Я. Денисов склонен объяс-
нить этим процессом значительное повышение уровня грунтовых вод на
некоторых промышленных площадках украинских заводов.
И. В. Попов (1948) отмечает, что повышение уровня грунтовых вод
и появление верховодки на вновь застроенных площадках не всегда
находит достаточно убедительное объяснение в утечках из водопровода,
канализации и пр. По этой причине он считает, что необходимо расши-
рить вышеуказанные наблюдения Н. Я. Денисова, поставив их в различ-
ных климатических условиях.
В противоположность Н. Я. Денисову я не склонен придавать ука-
занному процессу столь большое практическое значение. Повышение
уровня грунтовых вод на промышленных площадках заводов связано,
как показывают наблюдения, в основном с потерями производственных
вод и утечками из различных подземных коммуникаций.. Описанный
Н. Я- Денисовым процесс понижения температуры грунта под «затене-
ниями» имеет место преимущественно лишь в зоне распространения
температурных сезонных колебаний, т. е. приблизительно до глубины
заложения фундаментов зданий или лишь немного ниже. Если согла-
ситься с Н. Я. Денисовым, то было бы необходимо при проектировании
строительства на лёссе предусматривать занижение допускаемых на-
грузок, поскольку эти нагрузки зависят от влажности грунта. Однако
опыт изучения древних построек на лёссе показывает, что в течение
даже весьма длительного времени лёсс может сохранять достаточно
высокие несущие свойства. Интересный пример приводит Д. М. Мшве-
ниерадзе (1950). Храм «Лурджи Монастери», сооруженный в г. Тбилиси
в XII—XIII вв., имеет основанием лёссовидные суглинки с включениями
гипса и прослоями галечников. Грунтовые воды находятся на глубине
12—15 м. Заглубление фундаментов здания составляет 1,8—2,4 м, дав-
ление на основание достигает под фундаментами стен 1,75—2,00 кг!см2,
под колоннами 6,5—8,0 кг/см2. Влажность суглинков равна 11%, ком-
192
прессионные испытания показывают дополнительное уплотнение при
нагрузке 2 кг)см2.
В течение длительного времени храм не имел деформаций. Лишь за
последние годы произошла деформация северной стены храма, связан-
ная с проведением канализационной линии и коллектора на расстоянии
0,7—1,0 м от его восточной стены.
Учитывая, что в строительной практике до сих пор не применяется
снижение допускаемых нагрузок из расчета будущего увлажнения
грунтов после застройки в результате «затенения», можно думать, что
указанное увлажнение в большинстве случаев не имеет большого прак-
тического значения. Тем не менее следует отметить, что поднятый
Н. Я. Денисовым вопрос представляет большой теоретический интерес
и, безусловно, заслуживает специального изучения.
В значительно большей степени на влажность пород влияют различ-
ные утечки производственных, водопроводных, канализационных и дру-
гих вод. Особое значение водопровода и канализации в этом отношении
было отмечено еще А. М. Дранниковым (1940), по мнению которого
девять десятых всех неполадок при строительстве на лёссе возникает
вследствие неисправности этих сетей; то же отмечается и другими авто-
рами (Абрамов, Найфельд, Скирчелло, 1954).
Можно привести многочисленные примеры резкого изменения режи-
ма влажности лёссовых пород под влиянием утечек различных видов
«культурных» вод (Бузинарский, 1939; Кругляк, 1939; Литвинов, 1939;
Мшвениерадзе, 1950; Трофимов, 1950, 1951; Жернов, 1955).
Вопрос о причине образования водоносных горизонтов при утечках
производственных вод И. М. Литвинов правильно поставил в связь с
наличием относительно-водоупорной толщи под лёссом.
В. А. Смирнов (1954) приводит характеристику водных «куполов»,
образовавшихся в результате инфильтрации систематических и аварий-
ных производственных вод в грунт на некоторых промышленных пло-
щадках Украины. Уклон зеркала грунтовых вод (куполов) непостоянен,
увеличиваясь от 0,001 до 0,37 по мере удаления от источников замачива-
ния; при коэффициенте фильтрации, равном 0,59 м/сутки, скорость дви-
жения грунтовых вод в пределах «купола» составляет: в верхней части
0,60—0,70, в средней 1,5—3,0, в нижней 5,35—8,30 м/год.
В качестве примера образования грунтовых вод в лёссовых породах
можно указать также обводнение пос. Горняк в равнинной части Руд-
ного Алтая. Здесь лёссовидный суглинок, мощностью 4—7 м, залегает
на красноватой глине (тяжелом суглинке) и местами на известняках.
До начала строительства лишь местами наблюдался водоносный гори-
зонт незначительной мощности. Через 2—3 года после начала строитель-
ства на всей площади поселка образовался сплошной водоносный гори-
зонт, мощностью до 3,5—4,0 м. Исследование причин этого явления
показало, что источниками поступления воды в грунт являются утечки
воды из водопроводной и канализационной сетей, сброс производствен-
ных вод в окрестностях поселка и таяние снегов, в значительном коли-
честве аккумулирующихся у отдельных строений (чего, конечно, не
наблюдалось в естественных условиях до начала строительства). Неза-
конченность вертикальной планировки территории строительства и отсут-
ствие организованного стока поверхностных вод играли также значи-
тельную роль в этом процессе.. В результате обводнения имела место
дополнительная осадка основания фундаментов и деформация некото-
рых зданий.
Аналогичные примеры поднятия уровня грунтовых вод на площадках
строительства в лёссе, залегающем на водоупорных глинистых породах,
можно указать также в г. Зыряновске, Миргалимсае (Южный Казах-
стан) и в других местах. Подобные явления отсутствуют на участках,
13 н. И. Кригер
193
где лёсс подстилается водопроницаемыми галечниками, что имеет ме-
сто, например, в Лениногорске.
Вопрос о режиме грунтовых вод, образующихся в лёссе в результате
описанного притока «культурных» вод, принадлежит к числу слабо-
изученных. Н. И. Бузинарский (1939) отмечает сезонные колебания
в 100—200 мм и указывает на трудности получения более точных
цифр сезонных колебаний на фоне общего поднятия уровня грунто-
вых вод.
Наблюдения в пос. Горняк и в других местах показывают, что режим
грунтовых вод, возникших в результате производственной деятельности
человека, нередко характеризуется большим непостоянством и зависит
от режима работы отдельных производственных агрегатов. Сезонные
колебания уровня воды на указанной площадке составляют 1,0—2,1 м.
Однако в ряде случаев даже наличие водопроводной колонки оказы-
вается достаточным для резкого изменения режима грунтовых вод на
отдельных участках. Аналогичные примеры влияния утечек воды из
водопроводной трубы на режим грунтовых вод указаны также М. П. Са-
харовой (1937).
Оценивая приведенные материалы об образовании грунтовых вод
или поднятии их уровня за счет различных утечек «культурных» вод,
можно сделать некоторые выводы о судьбе лёсса в результате застройки.
Практически едва ли можно достигнуть полной изоляции пород от при-
тока различного вида вод— водопроводных, канализационных, произ-
водственных и других. При этих условиях следует считать, что режим
влажности пород будет резко меняться под влиянием деятельности че-
ловека. Учитывая все сказанное выше в разделе о фильтрации в лёссе,
следует заключить, что естественная эволюция лёсса на застраиваемых
участках может протекать по двум направлениям:
1. Если лёсс не содержит водоупорных прослоев и подстилается по-
родами с достаточно высокой водопроницаемостью, то следует ожидать
общего повышения влажности породы до величины, несколько превос-
ходящей нижнюю границу пластичности; не следует ожйдать значитель-
ных изменений режима влажности 'лёсса, естественная влажность кото-
рого превосходит нижнюю границу пластичности.. В связи с изменениями
режима влажности лёсса, имеющего меньшую первоначальную влаж-
ность, будет происходить его уплотнение в соответствии с существую-
щими в породе напряжениями от природного давления или от давления
сооружений.
2. Если лёсс лежит на водоупоре (или содержит прослои водоупор-
ных пород), то его естественной эволюцией будет обводнение за счет
образования грунтовых вод или, если такие воды существуют еще до
строительства, поднятие уровня грунтовых вод. Естественно, что водо-
носная толща будет иметь иные инженерно-геологические свойства,
в соответствии с которыми порода будет приспосабливаться к суще-
ствующим напряжениям. Это приспособление выразится в уплотнении
породы, а также в осадках отдельных сооружений и даже некоторых
площадей поверхности земли.
Особое влияние на эволюцию лёсса оказывают каналы. Например,
канал в бассейне р. Вахш, проложенный в галечниках и просадочном
лёссе, вызвал подтопление древней террасы реки, подъем уровня грун-
товых вод, просадочные явления с разрушением многочисленных по-
строек (Ташрабат) и широкое образование солончаков (Ковда, 1946).
По данным Н. Я. Денисова (1946), влияние канала на повышение влаж-
ности лёсса может сказываться на расстоянии свыше 60 ж. Изолинии
большей влажности показывают и больший уклон уровня грунтовых вод,
так как влияние силы тяжести на передвижение пленочной влаги с уве-
личением влажности возрастает. Следует думать, что пример, приводи-
194
мый Н. Я. Денисовым, относится к случаю, когда лёсс подстилается
водоупором.
В мощных лёссовых толщах с глубоким положением уровня грунто-
вых вод инфильтрация воды из каналов происходит несколько иначе.
По данным И. Г. Глухова (1956), на древней надпойменной террасе
р. Вахша, сложенной лёссовидными породами с прослоями песков, супе-
сей и глин, общей мощностью 38,5 м, грунтовые, воды залегают на глу-
бине 21—34 м. Вода из Ак-Газинского канала инфильтрует почти вер-
тикально (с растеканием в стороны до 3—4 ж) до уровня грунтовых вод.
Вертикальное движение воды нарушается прослоями песка и супеси.
И. Г. Глухов ссылается также на опыт Г. Н. Попова с замачиванием кот-
лована в районе канала Ак-Газа. При опыте, длившемся 43 дня, наблю-
далось промачивание грунтов до глубины 21 м, растекание воды в сто-
роны до 3 м от котлована и инфильтрация со скоростью 0,2—0,5 mJ сутки.
НЕКОТОРЫЕ ВЫВОДЫ
Особенностью «нормальной» жизни лёсса в полупустынных и
степных районах является наличие «мертвого горизонта иссушения»,
в который сезонные изменения влажности не проникают, и геологически
длительное время влажность породы остается, постоянной. Существует
зависимость этой влажности от климата района и микроклимата участка
распространения лёсса. Миграция влаги в «мертвом» горизонте неак-
тивна, она совершается в пленочном виде, когда молекулярные силы
преобладают над силами гравитационными. Малая активность этого
процесса обусловливает геологически длительное сохранение горизонтов
с различной известковистостью и загипсованностью породы и делает
невозможным принятие «глубокопочвенных» гипотез происхождения
лёсса, требующих активного воздействия почвообразования (и, следо-
вательно, миграции влаги) на значительную глубину.
Важным фактором «самосохранения» лёсса является особенность
его водопроницаемости: инфильтрация воды сверху совершается только
в пленочном виде с заполнением пор не более, чем на 70—80%.
По этим причинам лёсс в степных и полустепных районах (где он
сохраняет типичные признаки) в течение своей геологической истории
не подвергался значительному увлажнению. Лёсс — своего рода консер-
вы: структура, недоуплотненное состояние, стратиграфия и солевой состав
сохранились в нем с плейстоценового времени без существенных измене-
ний. Лишь на участках развития эрозионных явлений, а также на терри-
тории впадин (подов и блюдец) в районах проявления инженерной дея-
тельности человека и наличия других «повреждений», «самозащита» лёс-
са оказывается недостаточной, и при наличии водоупора в нем образует-
ся водоносный горизонт, приводящий к деградации лёсса и постепенному
исчезновению многих его типичных признаков.
13*
Глаза XII
ПОРИСТОСТЬ
МЕТОДИКА ОПРЕДЕЛЕНИЯ ПОРИСТОСТИ
Пористость лёсса можно рассматривать, во-первых, как
структурный и текстурный факторы и, во-вторых, с учетом влажности
как количественного показателя газовой составляющей породы (Коло-
диева, 1961). К сожалению, вопрос о геохимии этой составляющей лёсса
совершенно не разработан. Наличие газовой фазы существенно влияет
на свойства лёсса (Ларионов, 1963).
Метод непосредственного определения пористости лёсса, основанный
на заполнении пор в образце породы водой (Решеткин, 1929), в настоя-
щее время не употребляется, так как не учитывает явления набухания
и размокания (вызывающие изменения структуры) при проникновении
воды в поры породы.
Несколько более точные данные о пористости лёсса могут быть полу-
чены на основе предварительного определения их удельного и объемного
весов.
Режим и техника определения удельного веса в различных лабора-
ториях неодинаковы (различная навеска, различная длительность кипя-
чения и т. д.). Тем не менее Ф. В. Котлов (1952) отмечает, что в опре-
делении удельного веса погрешностей меньше, чем в определении дру-
гих свойств.
Объемный вес лёсса обычно определяется методами режущих
цилиндров и парафинирования. Предпочтительным является использо-
вание метода цилиндров (режущих колец), так как при опускании об-
разца в расплавленный парафин часть макропор и пустот в породе
заполняется парафином, что приводит к завышению получаемых зна-
чений объемного веса (Добровольский, 1939; Мавлянов, 1958; Лысен-
ко, 1957). Чем выше температура парафина, тем меньше вязкость его и
тем больше парафина проникает внутрь макропор. М. П. Лысенко
наблюдал, что при повышении температуры парафина от 60° С до 110° С
объемный вес породы повысился от 1,69 до 1,76 г!см3.
А. К. Ларионов, В. А. Приклонский и В. П. Ананьев (1959) наблю-
дали, что значения объемного веса образцов большого размера обычно
ниже, чем образцов малого размера. Это объясняется не только высо-
ким процентом заполняемых парафином пор у малых образцов, но и
значением имеющихся в больших образцах крупных пустот и пор, кото-
рые обычно отсутствуют в малых образцах. По этой причине указанные
исследователи соглашаются с В. И. Архангельским и В. Д. Дмитриевым,
рекомендовавшим для определения объемного веса лёсса использование
образцов объемом 300—400 см3.
Неодинаковые значения пористости лёсса, полученные различными
методами, могут колебаться в пределах 2—5% и больше от объема
породы (Решеткин, 1929).
196
Для получения пористости и объемного веса лёсса можно также
использовать полевые опыты с применением радиоактивных изотопов,
хотя для микростратиграфических исследований эти методы, вероятно,
будут неудобны.
УДЕЛЬНЫЙ ВЕС
Удельный вес лёсса зависит от состава слагающих его мине-
ралов. Входящие в состав лёсса главнейшие минералы имеют удельный
вес от 2,56 (ортоклаз) до 3,0—3,1 (биотит, монтмориллонит). Иногда
удельный вес лёсса может понижаться за счет присутствия гипса и гу-
мусовых веществ или повышаться за счет присутствия рудных мине-
ралов.
Обычно значения удельного веса лёсса лежат в пределах 2,60—2,75.
А. Ларионов, В. А- Приклонский и В. П. Ананьев (1959) на основании
более 1000 определений из разных районов СССР указывают колебания
Рис. 37. Гистограмма распределения удельного и объемного весов лёсса на правом
берегу р, Царатал.
Слева — удельный (52 сбр.), справа — объемный вес (58 обр.)
удельного веса «лёссовых пород» в пределах от 2,54 до 2,84. Упомяну-
тые авторы указывают низкое значение удельного веса для гумусиро-
ванных лёссовых пород Нижнего Дона (2,54—2,60) и высокое его зна-
чение для лёссовых пород из некоторых районов Северного Кавказа
(до 2,84). Для низменных равнин эти авторы отмечают объемный вес
лёссовых пород 2,54—2,84, среднее значение 2,67. Можно указать в ка-
честве примера значения удельных весов лёсса: Заилийский Алатау —
2,70—2,80, в среднем 2,73—2,75 (Ломонович, 1955); северный склон
Киргизского хребта 2,69—2,83, преимущественно 2,7—2,8 (Кригер,
1951а); Приташкентский район — 2,68—2,80 (Мавлянов, 1953; 1958);
Таджикистан — 2,50—2,85 (Трофимов, 1953); бассейн Миссури — 2,57—
2,69, в среднем 2,65 (Holtz and Gibbs, 1952); Болгария — 2,69—2,81,
в среднем 2,74 (Стефанов, Кремакова, 1960). На рис. 37 и 38 даны
примеры гистрограмм распределения удельного веса лёсса.
Представляет интерес, что у с. Орловка наблюдалось повышение
удельного веса лёссовых пород вниз по склону Киргизского хребта.
Такое явление можно объяснить деятельностью эоловых процессов, уча-
ствовавших в образовании лёсса и приносивших материал с равнины
197
или, что более вероятно, более гумидным характером выветривания в
горах, вызвавшим разрушение прежде всего легко выветривающихся тя-
желых минералов.
К- И. Добровольский (1939) обращает внимание на возможность
некоторого изменения удельного веса загипсованного лёсса, так как при
высыхании пород гипс (CaSO4-H2O), имеющий удельный вес 2,3, мо-
жет перейти в полугидратное состояние (CaSCU • V2H2O) с удельным
Рис. 38. Гистограмма распределения объемного и удельного весов лёсса района
г. Зыряновска
весом 2,60—2,75 или даже в ангидрит с удельным весом 2,9—3,0. Одна-
ко, если я не ошибаюсь, пока не известны случаи нахождения дегидра-
тированного гипса и ангидрита в лёссе.
С. С. Морозов (1949) изучил удельные веса отдельных грануломет-
рических фракций лёсса. Он нашел, что во фракции <0,001 мм удель-
ный вес в большинстве случаев заметно возрастает.. По этой причине
более глинистые разности лёсса могут иметь более высокое значение
удельного веса (что, впрочем, может быть обнаружено лишь в резуль-
тате детальных статистических исследований).
( ОБЪЕМНЫЙ ВЕС
Исследование объемного веса имеет большое практическое
и теоретическое значение. В частности, объемный вес находится в хоро-
шей корреляции с другими свойствами лёсса, в том числе — с просадоч-
ностью. Поскольку объемный вес зависит от пористости и влажности
породы, он больше влияет на просадочность пород, чем пористость или
влажность, взятые отдельно. У. Клевенджер (Clevenger, 1956) указы-
вает, что в бассейне р. Миссури объемный вес является хорошим пока-
зателем строительных свойств лёсса. Значительное уплотнение и малое
сопротивление сдвигу материала при замачивании можно ожидать при
объемном весе 1,35 г)см3 (80 фунтов на кубический фут) или меньше,
тогда как у пород с объемным весом около 1,51 г! см? (90 фунтов на
кубический фут) уплотняемость сравнительно невелика и сопротивление
сдвигу значительное.
Поскольку объемный вес определяется удельным весом, пористостью
и влажностью породы, его значения колеблются в довольно широких
198
пределах и могут быть переменными во времени. По данным А. К. Ла-
рионова, В. А. Приклонского и В. П. Ананьева (1959), объемный вес
лёссовых пород колеблется от 1,33 до 2,03, а объемный вес скелета по-
роды-— от 1,12 до 1,79 (более 2000 определений). В соответствии с зо-
нальностью влажности лёссовых пород наблюдается зональность его
объемного веса: в более засушливых районах объемный вес имеет мень-
шее значение, чем в более гумидных. Так, например, на подгорной
равнине Джунгарского Алатау (р. Каратал) объемный вес 1,41—1,66,
среднее —1,48 (38 определений); в районе сопки Круглой в Лениногор-
ске (Рудный Алтай) 1,52—1,94, среднее— 1,74 (40 определений)., При-
мерные гистограммы распределения объемного веса лёсса даны на
рис. 37 и 38.
ИДЕАЛЬНАЯ ПОРИСТОСТЬ
Пористость, рассматриваемую на моделях с точки зрения
дедуктивных схем, геометрии и экспериментов с отдельными грануло-
метрическими фракциями, будем называть идеальной. Такой взгляд
является не только упрощением наблюдаемых в природе фактов, но
даже отвлечением от них. Однако это рассмотрение имеет значение для
Рис. 39. Упаковки частиц:
А — кубическая; Б — гексагональная
понимания характера пористости и особенно специфических свойств по-
ристости данной породы, поскольку мы должны будем перейти от аб-
страктных схем к реальным фактам.
Рассматривая модель породы, представленную скоплением шарооб-
разных частиц одинакового диаметра, принимают два типа упаковок:
кубическую и гексагональную (рис. 39). Кубическая упаковка, при ко-
торой центры частиц расположены по углам кубической пространствен-
ной решетки, характеризует наиболее рыхлое расположение частиц. При
гексагональной упаковке, когда центры частиц расположены в углах
равностороннего тетраэдра, достигается наиболее плотная упаковка по-
роды. Вычисления показывают, что пористость «идеальной породы» в
первой модели составляет 47,6%, во второй модели — 25,9%. Пористость
глинистых и пылеватых пород, в том числе лёсса, по своему значению
обычно гораздо ближе к пористости при кубической, чем при гексаго-
нальной упаковке. По словам А. А. Роде (1952), «этот факт на первый
взгляд кажется довольно парадоксальным... Гораздо, казалось бы, ве-
роятнее ожидать встретить упаковку наиболее плотную, т. е. прибли-
жающуюся к гексагональной»..
Решение вопроса А. А. Роде видит в агрегированности пород. Если
допустить, что порода состоит не из элементарных частиц, а из агрега-
тов, упакованных гексагональным способом, и далее допустить, что
упаковка элементарных частиц внутри агрегатов также гексагональная,
то найдем, что пористость породы будет равна 45,1%. При этом на
199
пористость межагрегатную будет приходиться около 60%, а на пористость
внутриагрегатную — около 40% от общей пористости. Именно такого
порядка данные были получены М, Н. Польским (1955) при исследо-
вании пористости и структуры реальных почв (черноземов).
В подобных случаях парадоксальная близость общей пористости
реальной породы к пористости неагрегированной «идеальной породы»
при кубической упаковке можно считать явлением совершенно слу-
чайным.
Конечно, пористость лёсса в естественных условиях по своему харак-
теру сильно отличается от пористости «идеальной породы». Играет роль
не только агрегированность частиц, которая действительно имеет место
в природе. А. А. Роде рассматривает только один вид пористости, свя-
занный с характером упаковки частиц — «межчастичная пористость».
Но, наряду с этим, имеются поры и другого происхождения. По этой
причине модель пористости «идеальной» агрегированной породы может
лишь в отдельных случаях (при решении только некоторых задач) ана-
логизироваться с пористостью реального лёсса.
В, Рёпке (Ropke, 1928) считал, что для лёсса Германии характер-
ной является плотная структура (dichter Einzelkornstruktur), при кото-
рой пространство между зернами имеет меньший размер, чем диаметр
зерен. В лёссовидных породах водного происхождения В.. Рёпке наблю-
дал плотнейшую структуру (dichteste Einzelkornstruktur), связанную с
еще меньшей пористостью. Образование плотнейшей структуры В. Рёп-
ке объясняет явлениями усадки.
Большой интерес представляет изучение пористости искусственных
пород, образованных из отдельных фракций, выделенных из лёсса.
Правда, при этом выделении нарушается цельность некоторых агрега-
тов. Зато наиболее прочные агрегаты и элементарные частицы не под-
меняются шарами, как было сделано выше, а сохраняют свою форму.
Исследование пористости подобных искусственно приготовленных пород
было проведено С. С. Морозовым, который определял пористость этих
пород при отложении их в воздушной и в водной средах. «Образцы
отдельных гранулометрических фракций исследованных пород доводи-
лись в воздушной среде до стабильного состояния путем самоуплотне-
ния в стеклянных сосудах при постукивании об упругий предмет»
(Морозов, 1951). Стабильное состояние тех же гранулометрических
фракций в водной среде достигалось путем первоначального перемеши-
вания их с водою и затем длительного отстаивания до прекращения
осадки. Из приводимых С. С. Морозовым показателей видно, что наи-
большую пористость (62—82%) имеем для глинистых фракций. Лёссо-
вые фракции (0,01—0,05 мм) обычно дают пористость 40—53% (что
довольно близко к пористости лёсса в его естественном залегании), мел-
копесчаные фракции (0,05—0,10 мм) —43—50%. Таким образом, с уве-
личением диаметра частиц пористость уменьшается. В некоторой мере
это следует связывать с более правильной, приближающейся к шарооб-
разной, форме частиц песчаных фракций по сравнению с глинистыми.
Зависимость пористости от диаметра фракций можно установить и
для лёсса в естественном залегании. Влияние количества лёссовых фрак-
ций (установленного пипеточным методом) на пористость можно видеть
по графику на рис. 40, составленному по 930 определениям. График
позволяет догадываться о существовании слабой связи между указан-
ными характеристиками пород. Подсчитанный коэффициент корреляции
равен 0,28 при средней квадратичной ошибке 0,03 (Кригер, Емельяно-
ва, 1953). Зависимость пористости от неоднородности гранулометриче-
ского состава различных пород, в ряду которых фигурировал и лёсс,
показана М. И. Хазановым (1963). Ограничившись только лёссом, эту
зависимость трудно уловить, так как во всех случаях лёсс по грануло-
200
метрическому составу очень однороден (ввиду преобладания фракции
0.01—0,05 мм).
При исследовании искусственных пород, составленных из отдельных
гранулометрических фракций, подверглась изучению пористость пород,
образованных при отложении частиц в воздушной и водной средах. Этот
вопрос исследовал В. Рёпке (Ropke, 1928) и особенно С. С. Морозов
(1951). По данным С. С. Морозова, глинистые фракции при отложении
О 10 20 00 4/7 SO 00 70 О 10 20 00 $0 SO 00 70 80 80 100 %
Нолиаество фракций 0,01-0,05мм
Рис. 40. График взаимозависимости пористости и количества фракции 0,01—0,05 мм
в лёссовых породах
образуют массу с более высокой пористостью в воде, чем в воздухе..
В более крупных фракциях (0,01—0,1 мм) указанная разница в усло-
виях отложения, по-видимому, не оказывает влияния на пористость.
При освобождении осадков от воды часто происходит уменьшение их
пористости, что особенно хорошо наблюдается на осадке, образованном
глинистыми фракциями. Что же касается осадка, состоящего из смеси
различных гранулометрических фракций, то отношение его к воздушной
и водной среде значительно сложнее, чем осадка, состоящего из одина-
ковых гранулометрических фракций.. Возможны большие отклонения в
набухаемости в воде и линейной усадке пород при близком грануломет-
рическом составе за счет отличий в химико-минералогическом составе,
емкости поглощения и составе обменных катионов. Однако обычно оса-
док в воде имеет большую пористость, чем в воздушной среде, а усадка
при высыхании осадка является незначительной.
КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРИСТОСТИ
При количественной оценке пористости горных пород до сих
пор обычно использовались суммарные количественные показатели по-
ристости: пористость (в процентах от общего объема породы) и коэф-
фициент пористости (отношение объема пор к объему твердых частиц).
Для лёсса, кроме того, определяют часть пористости, за счет которой
происходит дополнительное уплотнение породы при увлажнении под
нагрузкой. Эту часть пористости выражают в процентах от общего
объема породы или отношением к объему твердых частиц. Показатели
были названы (Абелев, 1948; Стефанов, Кремакова, 1960) соответ-
ственно макропористостью и коэффициентом макропористости. Назва-
ния эти неудачны и связаны с устаревшими представлениями о том, что
дополнительное уплотнение породы при увлажнении под нагрузкой
вызывается оплыванием макропор. В данной работе я условно сохраню
эти названия.
Оценка пористости лёсса является приближенной не только из-за
возможных ошибок при ее определений, но также и по причине изме-
нения пористости на самых коротких расстояниях, в пределах одного
201’
ч
образца. Изменчивость коэффициента пористости в различных участках
одного образца достигает 0,04 (рис. 41), что составляет несколько менее
4% по отношению к . объему породы.
Для получения характерных значений пористости лёссовых пород,
преимущественно лёсса Средней Азии, Рудного Алтая и Запорожья,
было обработано статистическими методами около 1500 определений
Рис. 41. Гистограмма распределения
амплитуды колебания коэффициента
пористости в одном образце лёссовых
пород. По анализам 24 образцов
пористости (Кригер, Емельянова,
1953). Полученные при этом гистограм-
мы распределения пористости показа-
ны на рис. 42. Было найдено, что пори-
стость колеблется в пределах от 30%
(редко меньше) до 60%. Мода (наибо-
лее часто встречающееся значение) по-
ристости лёссовых пород в разных
районах колеблется в пределах 44,0—
48,5%. Обычно в просадочных разно-
стях мода немного выше, чем в непро-
садочных. Среднее статистическое зна-
чение и медиана от моды отличаются
на несколько процентов, не более 1—
3%. Среднее квадратичное отклонение
колеблется в пределах 3,93—6,84, что
характеризует достаточное однообра-
зие пористости лёссовых пород различ-
ных районов.
Коэффициент асимметрии чаще
имеет отрицательное значение, т. е. в
оаспределении пористости мода обыч-
но больше среднего статистического. Эксцесс колеблется в пределах от
—0,23 до —1,66, т. е. кривые распределения пористости лёссовых пород
несколько менее островершинны, чем нормальная кривая. Для всей со-
вокупности имевшихся определений пористости (околц 1500 определе-
ний) получено: среднее статистическое 45,0%, мода 45,5%, медиана
45,5%, среднее квадратичное отклонение 5,19, коэффициент асиммет-
рии— 0,1, эксцесс — 0,58 (табл. 13). Близкие значения статистического
среднего, моды и медианы, а также малая величина абсолютного значе-
ния коэффициента асимметрии и эксцесса свидетельствуют о близости
распределения пористости лёссовых пород к нормальному распределе-
нию. Применение критерия Пирсона позволило считать достаточно обос-
нованным допущение о нормальном распределении пористости в лёссо-
видных породах и лёссе.
Пористость лёсса, близкая к приведенным модальным значениям,
указывается для различных территорий (Scheidig, 1934).
Пористость лёсса приблизительно соответствует средней пористости
пород коры выветривания. По данным Г. А. Максимовича (1944), сред-
няя пористость нижней части коры выветривания равна 35—45%, а пе-
досферы— 55%. Средняя пористость лёсса несколько меньше средней
пористости педосферы и не превышает среднюю пористость нижней
части коры выветривания, как ее понимает Г. А. Максимович. Поскольку
лёсс не следует относить к современной педосфере, по-видимому, можно
говорить о несколько повышенной пористости лёсса по . сравнению со
•средним значением пористости подпочвенной части коры выветривания.
Пористость лёсса меняется в зависимости от геологических и физико-
географических условий. Повышенную пористость его или считают вто-
ричной, или связывают с образованием породы в условиях сухого клима-
та. Как уже указывалось (Кригер, 1962), последнему мнению не
противоречат вышеуказанные опыты С.. С. Морозова о том, что глини-
202
стый осадок в водной среде может приобретать несколько большую
пористость, чем в воздушной. Значение имеют не только условия обра-
зования пор, но и условия их дальнейшего сохранения. Для сохранения
высокой пористости засушливый климат является наиболее благоприят-
ным. С этой точки зрения просадочные явления в лёссе, происходящие
ЦЗО
ОрО
0^0
узо
оро
opo
Киргизия (159)
0,30“
qzo
opo
20 30 iO 50 60 70
460\- vn
0.50
OfiO
opo-
0,20 ~
xp. (58)
0,50
ъ 0,10
Каритау (183)
20 30 bO 50 SO
ЛеОобереэкЬе
_ Ян грен
(807)
opo
opo-
o,zo
0,10
50 6065
° 20 30 io 50 60
o---------,
20 30 60
Рис.42. Гистограммы статистических вероятностей пористости лёссовых
пород. В скобках дано количество анализов
о
о
без вмешательства человека, справедливо рассматривают как геологи-
ческий процесс уплотнения породы, в свое время не завершившийся
вследствие образования породы в сухом климате (Лисицын, 1932; Де-
нисов, 1946, 1950). Этот процесс уплотнения может происходить в ре-
зультате изменившихся климатических условий.
В связи с этим большое значение имеет развитая Н. Я- Денисовым
(1953) теория соответствия пористости породы воспринимаемому ею
давлению. Я назвал эту систему взглядов принципом Денисова (Кри-
гер, 1962). Свежий, не подвергшийся диагенезу глинистый осадок
уплотняется под влиянием веса вновь образующихся на нем отложений.
203
Наиболее сильно уплотняется водонасыщенный осадок (может быть,
точнее — осадок при оптимальной влажности), что подтверждается мно-
гочисленными опытными данными и наблюдениями в природе. В этом
случае Н. Я. Денисов говорит об истинном соответствии пористости дав-
лению. Иная картина имеет место при отложении осадков в субаэраль-
ной среде, особенно в условиях цементирующего влияния коллоидов,
водорастворимых солей или мерзлоты. Уплотнение осадка под нагруз-
кой вновь образующихся отложений в этом случае идет значительно
менее интенсивно. Образуется, по терминологии Н. Я- Денисова, кажу-
щееся соответствие пористости давлению. Оно является неустойчивым,
и порода в природных условиях начинает уплотняться при ослаблении
цемента, вызванном его размягчением, растворением или таянием.. Та-
ким образом, в субаэральных условиях, особенно в аридном или аркти-
ческом климате, образуются недоуплотненные породы. Наличие в поро-
дах так называемого «мертвого горизонта», неподвергающегося сезон-
ному изменению влажности и температуры, способствует сохранению
недоуплотненности пород.
Таблица 13
Пористость лёссовых пород, по Кригеру и Емельяновой (1953)
Местонахождение
Киргизский хребет.................
Левобережье Ангрена...............
Рудный Алтай......................
» » ...........................
Чаткальский хребет..........
Каратау....................... . .
Запорожье...................
Сводные данные .............
t д ф а gag о о X О ф 03 О , 2 й о" Й ё =- Мода, % % Диспер- сия Н Ф ф . ° а ф w о к ф < КГ д К ф « 5 о а га s Ч U д ь « Коэффици- ент асим- метрии Эксцесс, Ех
159 45,0 48,0 46,0 46,7 6,84 —0,59 —0,23
807 43,6 44,5 43,5 18,4 4,29 -0,14 —0,68
173 47,4 48,5 47,5 19,9 4,47 —0,48 —0,31
128 49,9 29,5 47,5 20,7 4,55 +0,03 —1,66
58 48,1 48,0 48,3 20,1 4,48 +0,06 —1,30
83 43,6 43,4 43,6 19., 9 4,46 +0,33 —0,35
86 45,1 46,0 45,7 15,5 3,93 —0,27 —1,45
1494 45,0 45,5 45,5 26,9 5,19 —0,17 —0,58
Принцип Денисова является общей абстрактной схемой, которую
необходимо иметь в виду при исследовании конкретных фактов, отно-
сящихся к пористости лёсса в различных геологических и физико-гео-
графических условиях.
В лёссе, как субаэральном образовании, обычно наблюдается кажу-
щееся соответствие пористости давлению вышележащих пород (в том
числе вышележащих горизонтов самого лёсса). Указанное давление
ниже для краткости называется природным давлением, что соответствует
установившейся за последние годы терминологии. Это природное дав-
ление противопоставляется искусственно создаваемому давлению
от веса сооружений при строительстве или от приборов при эксперимен-
тах.
Из принципа соответствия пористости давлению следует, что при
равных природных давлениях пористость лёсса будет иметь меньшие
значения при более высоких значениях влажности. Разумеется, зависи-
мость здесь будет не функциональной, а стохастической. Всегда надо
учитывать, что на пористость лёсса влияет не только его влажность, но
и другие факторы, значение каждого из которых в настоящее время не
всегда ясно.
Представляет интерес распределение пористости в разрезе. В лите-
ратуре неоднократно отмечалось, что с увеличением глубины в общем
наблюдается уменьшение пористости (Денисов, 1946; Кригер, Емелья-
204
нова, 1953; Мавлянов, 1958). Для одного участка в окрестностях Алма-
лыка на основании 547 определений установлено, что уменьшение пори-
стости происходит приблизительно на 1% на каждые 3—5 м глубины
(рис. 43). Близкие цифры установлены для некоторых районов Рудного
Алтая и Киргизии. Просадочные разности лёсса уплотняются с глуби-
ной несколько значительнее, чем непросадочные. Не исключено, что в
толщах лёсса большой мощности уменьшение пористости с глубиной
не соответствует прямолинейной зависимости и несколько замедляется.
Уменьшение пористости с глубиной следует связывать не только с
увеличивающимся в этом направлении природным давлением, но, ве-
роятно, и с несколько возрастающей (в статистическом аспекте) влаж-
ностью пород.
L------1__-----1-------1------1-------1------1-------1-------1------и
Z7 г 4 ff 8 10 12 /4 Iff 18
Глу би на, м
Рис. 43. График зависимости среднего значения пористости лёсса
от глубины (Алмалык).
Пунктиром показана менее обоснованная часть графика
Уменьшение пористости с глубиной, хорошо прослеживаемое при
статистической обработке большого количества определений из разных
разрезов, не всегда можно установить по наблюдениям на одном раз-
резе. В последнем случае играет роль микростратиграфия лёсса. Неред-
ко наблюдается своего рода слоистость лёсса, выражающаяся в ритми-
ческом изменении пористости на разных глубинах. В Рудном Алтае и
Средней Азии, в горизонтах А ископаемых почв обычно наблюдается
повышенная (на 1—3%) пористость и повышенное количество макропор,
тогда как в горизонтах В этих почв иногда имеет место несколько пони-
женная пористость и меньшее количество макропор. В погребенных
почвах Восточного Предкавказья пористость является то повышенной,
то пониженной по сравнению с пористостью в других горизонтах толщи
лёссовых пород (Боганик, 1945).
Наличие на некоторой глубине грунтовых вод вызывает уменьшение
пористости лёсса. Г. А. Мавлянов (1958) наблюдал это явление в Го-
лодностепском районе. Здесь в шурфе № 12 грунтовая вода, уровень
которой располагается обычно на глубине 7,25 ж, способствовала уплот-
нению породы уже с глубины 4 м от поверхности земли за счет капил-
лярных вод. Влияние этих вод на пористость, по данным Г. А. Мавля-
нова, проявляется до высоты 2,50—3,25 м. Возможно, что здесь сказы-
вается капиллярное поднятие воды при максимальном уровне водоносного
горизонта.
Пористость лёсса уменьшается при просадке. В Средней Азии
Ф. И. Воронов оценивает пористость просадочного лёсса (на целинных
лёссовых массивах) в 50—55%, на участках искусственного орошения —
в 38—42%.. По Г. А. Мавлянову (1950), в Узбекистане средняя пори-
стость непроявленного (непросевшего) лёсса — более 50%, проявленного
(просевшего)—около 46%. В Самаркандском районе, по данным
Г. А. Мавлянова (1958), пористость непроявленного лёсса составляет
49,0—58,3% при среднем значении 52,6%, а проявленного — 41,2—50,0%
205
при среднем значении 46,4%; в окрестностях Ташкента уменьшение по-
ристости в результате замачивания лёсса (делювиального, по Г. А. Мав-
лянову) составляет 7,6%. По Н. Я. Денисову (1946), в районе Терского
оросительного канала найдена средняя пористость лёсса: непросевшего
47,5, просевшего 45,7%.
На пористость лёсса значительное влияние оказывает рельеф по-
верхности земли. На участках степных блюдец и подов, где происходит
скопление воды и более глубокое промачивание породы, пористость
лёссовых пород ниже, чем на окружающих участках (Быкова, 1962).
Большой интерес представляет зависимость пористости лёсса от аб-
солютной высоты местности в горах. На рис. 31 видно, что по мере
увеличения абсолютной высоты местности наблюдается увеличение ко-
личества атмосферных осадков, что вызывает увеличение естественной
влажности пород, уменьшение их пористости и способствует дополни-
тельному сжатию при увлажнении под нагрузкой 3 кг!см2. Исключение
представляет лишь Чуйская долина. Там, несмотря на небольшую абсо-
лютную высоту, существует своеобразный микроландшафт с повышен-
ным количеством осадков, более высоким положением уровня грунтовых
вод и, в связи с этим, более высокой влажностью лёсса, его меньшей
пористостью и менее выраженными просадочными свойствами, чем в
лёссе нижних частей склонов Киргизского хребта.
Г. А. Мавлянов (1958) исследовал вопрос о влиянии генезиса лёсса
и лёссовидных пород на их пористость. Хотя определение генезиса этих
пород обычно связано с большими трудностями и поэтому в ряде слу-
чаев может внушать сомнения, приводимые Г. А. Мавляновым данные
представляют интерес. Он отмечает сходство пористости лёссовых пород
делювиального (Памир) и пролювиального (Ташкент) происхождения.
По количественной оценке пористости эти породы разделяются на
непроявленные (с высокой пористостью) и проявленные (с пониженной
пористостью) независимо от их генезиса. Пористость аллювиальных
лёссовидных суглинков Средней Азии Г. А. Мавлянов оценивает в
34,8—51,7%, причем отмечает, что пористость менее 40% встречается
очень редко. Малой пористостью отличаются горные аллювиальные лёс-
совидные суглинки, средняя величина пористости которых составляет
42,7%, что значительно меньше средней величины пористости равнин-
ных лёссовидных суглинков (43,1—44,8%). По заключению Г. А. Мав-
лянова, средние показатели пористости аллювиальных лёссовидных
суглинков, исследованных им в Гиждуване (нижнее течение р. Зерав-
шан), в окрестностях Ташкента (р. Чирчик), близ ст. Сыр-Дарьинская
Ташкентской железной дороги (Голодностепский участок) и на р.. Пши-
харь (бассейн р. Пяндж, Западный Памир), меньше показателей пори-
стости проявленных лёссовых пород пролювиального происхождения на
Приташкентском (46,2%), Голодностепском (46,0%) и Самаркандском
(46,4%) участках Г. А. Мавлянов делает вывод, что аллювиальные лёс-
совидные суглинки по сравнению с другими типами лёссовых пород
(пролювиальными, делювиальными и др.) обладают гораздо меньшей
пористостью и более плотным сложением.
Таким образом, из данных Г. А. Мавлянова можно заключить, что
в большинстве случаев способ отложения лёссовых пород оказывает
меньшее влияние на пористость, чем орографические условия и климат,
определяющие увлажнение породы. Г. А. Мавлянов делает исключение
для лёссовидных суглинков аллювиального происхождения, но этот его
вывод кажется недостаточно обоснованным.
Г. А. Мавлянов, характеризуя свойства лёссовых пород различного
генетического типа, не описывает орографических и климатических
(в том числе микроклиматических) условий их залегания, определяю-
щих увлажнение лёссовых пород. Между тем условия увлажнения лёссо-
206
вых пород оказывают серьезное влияние на многие их свойства. Это*
находится в полном соответствии как с приводимыми в данной работе
эмпирическими данными, так и с вышеуказанным принципом Н. Я- Де-
нисова. Играет роль увлажнение, имевшее место не только (и, может
быть, даже не столько) в период отложения пород, но и в позднейший
период их эпигенеза. В этом отношении лёссовидные породы аллювиаль-
ного происхождения находятся в особых условиях: в долинах, куда,
стекают атмосферные осадки и где уровень грунтовых вод располагает-
ся на небольшой (по сравнению с водораздельными районами) глубине.
Здесь всегда породы более увлажнены. Чтобы выявить роль компонен-
та, зависящего от первоначального аллювиального происхождения лёс-
совой породы и влияющего на ее пористость, надо изучить распределе-
ние пористости в породах, имеющих разное происхождение, но находя-
щихся в одинаковых орографических и климатических условиях и
залегающих на, одинаковых глубинах (т. е. находящихся под равным
давлением вышележащих слоев). Такая работа в настоящее время еще-
никем не проделана.
Имеющиеся данные позволяют предполагать, что пористость и осо-
бенно просадочные свойства лёсса зависят от многих факторов: влаж-
ности породы, следов почвообразовательных процессов (определяющих:
микростратиграфическую ритмичность пористости), нагрузки вышеле-
жащих пород, гранулометрического состава, состава глинистых минера-
лов, засоленности и т. д. Влияние генезиса породы проявляется через-
упомянутые факторы, причем, поскольку каждый фактор в пределах,
одного генетического типа является изменчивым, вероятно, будет труд-
но установить зависимость пористости и просадочности от генезиса:
породы. Во всяком случае значение геоморфологических и ландшафт-
ных факторов, определяющих увлажнение лёсса в процессе его образо-
вания и дальнейшей жизни, всегда наиболее отчетливо сказывается на:
пористости и просадочных свойствах. Этот вывод имеет большое прак-
тическое значение, и его необходимо учитывать при проведении инже-
нерно-геологических работ. Что касается генетических факторов, то они
при инженерно-геологических исследованиях имеют меньшее значение
и непосредственного большого влияния на пористость и просадочность-
пород не оказывают. Кроме того, для лёсса и наиболее близких к нему
пород характерно, что относительная роль отдельных геологических сил,,
участвовавших в образовании пород, устанавливается с трудом и вызы-
вает много сомнений и споров. Это делает генетический критерий очень,
ненадежным при инженерных работах.
О НЕКОТОРЫХ ПРЕДПОЛАГАЕМЫХ ПРИЧИНАХ
ОБРАЗОВАНИЯ ПОВЫШЕННОЙ ПОРИСТОСТИ ЛЕССА
Выше была показана причина образования повышенной по-
ристости субаэрального лёсса в засушливом климате в согласии с прин-
ципом Денисова. Следует кратко рассмотреть имеющиеся другие пред-
ставления по данному вопросу.
С. В. Быстров (Быстров, 1936, 1958; Быстров, Белякова, 1935) пола-
гает, что высокая пористость лёссовых пород объясняется имевшим
место выщелачиванием водорастворимых солей при фильтрации атмо-
сферных осадков. Для подтверждения возможности такого явления
С. В, Быстров проделал опыт. В районе Ак-Газы (Вахшская долина) на
целинном участке им были взяты три делянки площадью по 1 м2 каждая
В них на разных глубинах (10, 70 и' 150 см) были, насыпаны прослои
поваренной соли и вновь покрыты той же породой. По истечении года
было отмечено перераспределение соли, особенно на 1-й делянке (с про-
207
слоем на глубине 10 см). Гипотеза С. В. Быстрова уже критиковалась
Н. Я. Денисовым (1946), указавшим, что для выщелачивания солей из
толщи лёссовых пород требуется увлажнение пород, которое должно
было бы вызвать их уплотнение. Отмечу также, что опыт в Ак-Газе не
может служить доказательством идущего в толще лёсса процесса выще-
лачивания солей, так как он был проведен в почвенной зоне и не затра-
гивал «мертвый горизонт» иссушения. Работы последующих исследова-
телей не дали какого-либо материала, подтверждающего гипотезу
С. В. Быстрова. Например, Г. А. Мавлянов (1958) считает возможным
процесс вымывания легкорастворимых солей в процессе просадки, при
переходе непроявленных пород в проявленные. Его наблюдения в При-
ташкентском и Голодностепском районах показали, что при этом про-
исходит уменьшение количества легкорастворимых солей (плотный оста-
ток в проявленных породах 0,26—0,39%, в непроявленных 1,34—1,67%
от веса породы), из их состава теряются хлориды и частично сернокис-
лые соли. Однако пористость при этом процессе не увеличивается,
а уменьшается в результате происходящего процесса уплотнения пород.
Ввиду малого количества легкорастворимых солей в лёссе нельзя было
бы ожидать достаточного увеличения его пористости даже и в условиях
отсутствия процессов уплотнения (хотя последнее допущение, вообще
говоря, невероятно).
Выдвинутое Б. Б. Полыновым предположение об образовании повы-
шенной пористости лёсса в результате его разбухания, как указал
Н. Я. Денисов (1958), не выдерживает критики ввиду незначительного
содержания натрия в водных вытяжках из лёсса. Н. Я. Денисов возра-
жает и против предположения Е. И. Добровольского (1939) о возмож-
ности увеличения пористости лёсса при переходе гипса в полупидрат и
ангидрит под влиянием нагрева солнечными лучами до 40—50° и обрат-
ной реакции (с разрушительным увеличением объема породы) при
инфильтрации атмосферных осадков, так как дегидратация гипса начи-
нается лишь при температуре 80—90°.
И. В. Попов (1941) обобщил некоторые, сравнительно мало распро-
страненные, представления о происхождении пористости лёсса. «Пер-
вичная пористость эолового осадка пыли может быть очень высока,
будучи связана с электрическими зарядами частиц пыли и адсорбцией
ими воздуха. Чем меньше размер зерен, тем больше адсорбция воздуха
и первичный объем осадка. Заряд частиц может быть весьма велик».,
При пылевой буре в Южной Африке Рэдж констатировал заряд в 30 тыс.
вольт. При смачивании заряд терялся. В этот момент и может образо-
ваться крупная пористость. Пористость может увеличиваться .еще боль-
ше, если выпадение пыли происходит при пылевых бурях со снегом, так
как снег увеличивает потенциал заряда. Клэн считает возможным, что
это имеет место при образовании лёсса.
Следует отметить, что большинство указывавшихся выше предполо-
жений о происхождении пористости являются весьма отвлеченными и
не опираются на непосредственное исследование пор. Многие авторы
даже не учитывают, что для лёсса характерны поры в виде вертикальных
канальцев. В зависимости от отнесения канальцев к органическим или
неорганическим образованиям на лёсс надо смотреть либо как на обра-
зования, густо пронизанные следами бывшей органической жизни, либо
как на образования, часто почти лишенные следов влияния организмов.
По этой причине приобретает большое значение исследование характера
пор под бинокулярной лупой и микроскопом.
208
КЛАССИФИКАЦИЯ ПОР В ЛЁССЕ
Поры в лёссе весьма разнообразны по размеру, форме и
происхождению. Изучение разнообразия пор имеет большое научное и
практическое значение. И. И. Трофимов (1953) и Г. А. Мавлянов (1958)
полагают, что форма и размеры пор являются качественными показа-
телями просадочности лёсса. В частности предполагается, что крупные
поры предрасполагают породы к просадке при замачивании. Иногда
указывают на отсутствие макропор в просевших лёссовых породах
(Мавлянов, 1958), но такое явление никак нельзя считать общим пра-
вилом. Обыкновенно канальцы являются очень устойчивыми при зама-
чивании и давлении, чему способствуют известковистая инкрустация
стенок этих пор. В большинстве случаев на наличии или отсутствии ка-
нальцев нельзя основывать выделение просадочных и непросадочных
разностей в известковистых лёссовых породах. Исследователи, имевшие
дело с лабораторным изучением просадочности, знают, что в компрес-
сионных приборах даже при замачивании породы под нагрузкой 5 кг[см*
канальцы сохраняются. Этот вопрос был детально изучен А. А. Сторо-
женко (1951). По его данным, «лабораторные исследования показали,
что макропоры (речь идет о канальцах.— Н. К.) в процессе уплотнения
пород, насыщенных водой, не оплывают и грунтом не заполняются. Они
лишь несколько уменьшаются в объеме». Даже микроскопические на-
блюдения не показали каких-либо признаков оплывания и обрушения
канальцев в породе, подвергшейся в водонасыщенном состоянии дей-
ствию давления 3 кг! см2. Объем канальцев А. А. Стороженко определял
методом заполнения их парафином, по К- И. Добровольскому. Если этот
объем составлял до уплотнения 8—13% от общего объема пор, то после
уплотнения в водонасыщенном состоянии при нагрузке 3 кг) см2 он состав-
лял 5—7%, т. е. большая часть канальцев сохранилась. При давлении
3 кг!см2 в тех же условиях произошло дальнейшее снижение пористости
(общая пористость уменьшилась с 42—43% до 38—39%), однако и в
этом случае часть объема канальцев сохранилась. При этом более мел-
кие канальцы настолько сузились, что рассматривать их можно было
лишь при помощи лупы. Однако они сохранили форму трубочек, не за-
полненных частицами породы. Более крупные канальцы и после
уплотнения под нагрузкой > 3 кг/см2 были видны невооруженным
глазом.
Сохранение макропор после компрессионных испытаний лёсса с за-
мачиванием отмечают и другие исследователи (Кулакова, Ливанов,
1962; Воронкевич, 1963). По данным С. А. Манукова (1963), лишь при
полном водонасыщении лёсса просадка вызывает исчезновение мак-
ропор.
Об изменении формы и уменьшении диаметра пор при просадке сви-
детельствуют микрофотографии Г. А. Мавлянова (1958). По его дан-
ным, в Средней Азии не подвергшиеся просадке («непроявленные»)
породы имеют макропоры неправильной формы, с угловатыми конту-
рами, иногда сильно разветвляющиеся; в просевших («проявленных»)
породах, если судить по микрофотографиям, крупные поры почти отсут-
ствуют, а мелкие еще значительно уменьшаются в размере, имеют более
или менее ярко очерченную кругловатую, иногда эллипсовидную форму.
Таким образом, общая морфология пор (особенно макропор) позво-
ляет судить о предрасположенности породы к просадке, хотя для такого
суждения одного наличия или отсутствия макропор недостаточно.
Имеются попытки дать классификацию пор (Быстров, 1958; Иванов,
1956; Ларионов, Приклонский, Ананьев, 1959; Приклонский, 1955; Тро-
фимов, 1953) или подробное описание некоторых видов пор (Мавлянов,
14 Н. И. Кригер
209
1958) в лёссе. Наиболее полные классификации принадлежат И. И. Тро-
фимову и А. К. Ларионову.
И. И. Трофимов (1953) различает фитогенные канальцы, зоогенные
ходы, трещины и камеры высыхания, поры от неплотной и беспорядоч-
ной упаковки зерен, поры выщелачивания, поры, образовавшиеся в ре-
зультате перекристаллизации кальцита й гипса и структурные поры
(промежутки между зернами при их плотной упаковке). Эта классифи-
кация, основанная на тщательных наблюдениях, представляет большой
интерес. Однако мне думается, что в большинстве случаев практиче-
ски трудно различать поры, образовавшиеся в результате неплотной
упаковки зерен, выщелачивания и перекристаллизации кальцита и
гипса.
А. К- Ларионов (Ларионов, Приклонский, Ананьев, 1959) различает:
пористость, отвечающую максимальной объемной гигроскопичности
(поры между коллоидно-дисперсными частицами и межпакетные про-
межутки в минералах группы монтмориллонита); межчастичные поры
(межагрегатные, между зернами, между агрегатами и зернами); макро-
поры, трещины, червеходы и замкнутые пустоты органического проис-
хождения, корнеходы, кротовины и крупные пустоты суффозионно-кар-
стового происхождения. .
Для обоснования этой классификации А. К. Ларионов произвел боль-
шое количество наблюдений. В этой классификации недостаточно ясно
охарактеризована группа пор, названных «макропорами». Очевидно, что
сюда вошли образования различной природы: вертикальные канальцы
и газогенные пустоты.
Ниже дается классификация пор, учитывающая наблюдения
И. И. Трофимова, А. К. Ларионова и мои. В классификации я пытался
выделить практически различимые виды пор, хотя в ряде случаев при
исследовании все же могут возникнуть сомнения в принадлежности пор
к той или иной группе.
I. Микропоры в коллоидно-дисперсном материале.
II. Поры между частицами. v
III. Поры физико-химического происхождения: 1) коагуляционные
(между агрегатами); 2) газогенные, овальной формы; 3) трещины.
IV. Органогенные: 1) вертикальные канальцы; 2) мелкие зоогенные
поры (ходы червей, термитов и прочее) и беспорядочно расположенные
канальцы от корней растений; 3) кротовины.
V. Поры разного происхождения, выделяемые в отдельных случаях.
Сюда относятся поры, образовавшиеся в результате выщелачивания кри-
сталлов солей, перекристаллизации солей, первоначальной неплотной
упаковки частиц.
VI. Карстово-суффозионные пустоты, обычно образующиеся при
разработке карстово-суффозионными процессами трещин и крото-
вин.
Ниже приводится краткая характеристика некоторых видов пор.
Микропоры в коллоидно-дисперсном материале. Эти
поры А. К. Ларионов называет «пористостью, отвечающей максимальной
объемной гигроскопичности». По А. К. Ларионову (Ларионов, Приклон-
ский, Ананьев 1959), «сюда входят поры между коллоидно-дисперсными
частицами, занятые пленками гигроскопической влаги, а также межпа-
кетные промежутки в минералах группы монтмориллонита. Эти поры поч-
ти не содержат газов и в естественных условиях заполнены растворами,
в которых могут присутствовать также растворенные газы. По величине
эти поры близки к субкапиллярным. Перемещение влаги по ним происхо-
дит преимущественно под действием молекулярных сил. Движение ка-
пиллярной и гравитационной воды по этим порам исключено» (стр. 154).
Эта пористость составляет 2,6—9,7 % от общего объема породы.
2J0
Поры м ежду ч астиц а м и, когда диаметры, пор не превышают
диаметра частиц (имеются в виду частицы алевритовых фракций), Раз-
меры этих пор колеблются от 0,002 до 0,03 мм, форма обычно непра-
вильная, общий объем их вместе с нижеописанными коагуляционными
порами составляет, по А. К- Ларионову, 13—35% от общего объема по-
роды • (т. е. эти поры совместно с коагуляционными составляют основ-
ную часть пористости лёссовых пород).
Поры физико-химического происхождения. Коагуля-
ционные (по терминологии И. П. Иванова 1956 г.), или поры между гра-
нулометрическими агрегатами. Размер этих пор не превышает размера
агрегатов и обычно составляет 0,01—0,25 мм (Трофимов, 1953). При дав-
лении, особенно в увлажненном состоянии, размеры и количество этих
пор уменьшаются.
Газогенные поры (по терминологии И. П. Иванова, 1956 г.) обычно
овальной формы. Я наблюдал их в лёссе у с. Глубокое на берегу Ирты-
ша. Здесь они приурочены к некоторым прослоям, имеют диаметр 0,5—
1,0 мм, вытянуты в горизонтальном направлении; их обилие на некото-
рых горизонтах (мощностью до 1 см) создает впечатление слоистости
породы. Аналогичные поры иногда наблюдаются в корочке такыров.
Прекрасные примеры замкнутой овальной формы пор описал
Г. А. Мавлянов (1958) в лёссовидных породах в районе Усойского завала
на Памире’.
Образование газогенных макропор И. П. Иванов (1956) связывает
с защемлением пузырьков газов при интенсивном высыхании породы.
Эта точка зрения, по-видимому, является достаточно вероятной, если
учесть значение биологических факторов как источников газов.
Трещины в лёссе бывают различного размера, длина их меняется от
десятых долей миллиметра до 1 м и более. Широко распространены вер-
тикальные макротрещины, описание которых приводится в главе V.
По мнению А. К. Ларионова, в лёссе можно различить трещины набу-
хания и усадки, выветривания (морозобойные, трещины перекристалли-
зации и т. д.), оползневые, просадочные и образовавшиеся в результате
выпадения из водных растворов и кристаллизации солей (гиРса и карбо-
ната). Наибольшим распространением, по-видимому, пользуются трещи-
ны выветривания и просадочные.
А. К. Ларионов (Ларионов, Приклонский, Ананьев, 1959) описал
очень интересный вид микротрещин, возникающих при нанесении на по-
верхность лёсса капель воды (или водного раствора органического кра-
сителя) и наблюдаемых под бинокуляром при увеличении в 17—34 раза.
Показатель относительной просадочности (очевидно, А. К. Ларионов
имеет в виду этот показатель, определенный при нагрузке 3 кг!см) умень-
1 Завал образовался в 1911 г. за 37 лет до времени посещения этого места
Г. А. Мавляновым. Пыль образовалась в основном от обвалов. Осадок мощностью
5—10 см, представляет собой пылеватую макропористую лёссовидную породу. Г. А. Мав-
лянов (1949, 1958) называет ее эоловым лёссом. В ней преобладает фракция 0,01—
0,05 мм (48,6%), фракция Z 0,005 мм составляет около 3,8%, фракция > 0,25 мм
около 3%, агрегированность породы слабая; около половины всей массы породы
состоит из карбонатов, количество легкорастворимых солей незначительно. Пористость
породы 54%. Макропоры представляют собой замкнутые пустоты эллипсовидной формы,
диаметром от 1—3 до 4 мм, порода имеет ноздревато-губчатую структуру. Такую
же структуру имеют развитые рядом лёссовидные породы делювиального (по.
Г. А. Мавлянову) происхождения. По мнению О. К. Ланге (1952), наблюдаемая
макропористость могла образоваться при участии микрофлоры. В. А. Обручев (1950)
считает макропоры следами снега и градин. Г. А. Мавлянов (1958) полагает, что
макропоры подобного типа могли образоваться в результате погребения твердых
атмосферных осадков (снег, град), жизнедеятельности микроорганизмов и специфи-
ческого сухого климата. Количество атмосферных осадков здесь Z 100 мм в год,
абсолютная и особенно относительная влажность воздуха низкие, ветры сильные.
14*
211
шается по мере увеличения способности породы к образованию описан-
ных трещин.
Все вышеизложенное позволяет заключить, что макропоры в лёссе
представлены главным образом тремя разновидностями: вертикальные
канальцы, газогенные замкнутые поры и трещины.
А. К. Ларионов, В. А. Приклонский и В. П. Ананьев (1959) разли-
чают макропоры первичные и вторичные. К первичным они относят ма-
кропоры с сечением неправильной формы, с рыхлым и среднеплотным
водоустойчивым материалом у стенок. Вторичные (органогенные)
макропоры обладают округлым или неправильно округлым сечением и
стенками, сложенными плотным и среднеплотным водоустойчивым ма-
териалом. Объем макропрр, по А. К. Ларионову, составляет от 0,1 до
9% (обычно 2—6%), по А. А. Стороженко — 8—13% от общего объема
породы. По К. И. Добровольскому (1939), канальчатая пористость
породы, определенная путем заполнения пор парафином, составляет от
0,2 до 0,5 от общей пористости породы. Большие различия показателей,
приводимых отдельными авторами, объясняются особенностями мето-
дики определения объема макропор и разнообразием этого объема в
исследуемых породах.
Глава XIII
ВЛИЯНИЕ ОРГАНИЗМОВ
НА СВОЙСТВА ЛЁССА
РОЛЬ ОРГАНИЗМОВ В РЫХЛЕНИИ ЛЁССА
Лёсс, являясь поверхностным геологическим образованием,
несет на себе следы деятельности организмов. Эта деятельность имела
место как в эпоху отложения породы, так и в позднейшее время. Воз-
действие организмов на лёсс продолжается и в настоящее время.
Исследование фауны почвы обнаруживает, что эта фауна состоит
(Глинка, 1933; Kevan, 1955) из позвоночных (змеи, ящерицы, черепахи,
сурки, хомяки, суслики, тушканчики, слепушонки, кроты, мыши) и бес-
позвоночных (простейшие, черви, ракообразные, тарантулы, моллюски,
многоножки, насекомые). Эти организмы не только рыхлят грунт, но
и вызывают химическое изменение почвы и подпочвы (в том числе лёсса).
Кротовины — древние следы нор роющих позвоночных — часто встреча-
ются в лёссе (Докучаев, 1883; Скляров, 1953; Pelisek, 1939). Черви и тер-
миты проникают в толщу лёсса на 10 м и более, оставляя в этой толще
свои ходы. На значительно большие глубины в толщу пород проникают
микроорганизмы (Соколов, 1932; Соколов, Виноградова, Элькинд, 1930;
Кузнецов и др., 1962). Изучение образа жизни и экологии организмов,
населяющих лёссовую толщу, представляет большой интерес для иссле-
дователя лёсса — стратиграфа, литолога и инженера-геолога.
Пока недостаточно ясна роль синезеленых водорослей в сингенетиче-
ском выветривании лёссового материала. Ископаемые остатки этих водо-
рослей недавно обнаружены Н. В. Ренгартен и В. П. Масловым.
Роль микроорганизмов в выветривании и создании подземной лёссо-
вой атмосферы, вероятно, значительна, но мало изучена. Поскольку оби-
лие бактериальной флоры в породе обычно связано с ее влажностью
(Мехтиева, 1961) и удельной поверхностью, то низкая влажность и ма-
лая глинистость типичного лёсса засушливых районов, вообще говоря,
не благоприятствует биогенному выветриванию лёсса.
Ниже рассматривается деятельность червей и термитов, которые до-
статочно глубоко проникают в толщу лёсса.
ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЧЕРВЕЙ
Деятельность дождевых червей в лёссе иногда проявляется
весьма отчетливо и заслуживает большого внимания.
Ч. Дарвин (1936), изучавший роль червей в образовании почвы, был
поражен результатами их деятельности. Он предложил даже называть
почву не растительным, а животным слоем земли. После Ч. Дарвина дея-
тельностью червей в почве занимались многие исследователи. Краткий
обзор этого вопроса можно найти в работах К, Д. Глинки (1933) и
В. В. Чекановской (1960).
Всеми этими исследованиями признано, что Ч. Дарвин несколько
переоценил значение деятельности червей в образовании почвы. Тем не
213
менее даже в глубоких подпочвенных горизонтах деятельность червей
приводит к значительным изменениям структуры породы. К сожалению,
образ жизни и экология дождевых червей до сих пор очень слабо изуче-
ны, вследствие чего остается много неясного и в вопросе об их геологиче-
ской деятельности.
В лёссе иногда можно наблюдать довольно значительное количест-
во вертикальных трубчатых ходов диаметром 0,5—1,0 см и протяже-
нием в несколько дециметров. Эти ходы отчетливо наблюдаются и не-
вольно привлекают к себе внимание, особенно когда являются пусто-
телыми.
В. В. Докучаев (1886) описывает в горизонте В южнорусских почв
«множество трубчатых ходов, диаметр которых колеблется от 7г до
2 и 3 линий (1,25—7,5 жм). Весьма вероятно, что одни из этих ходов при-
надлежат червям, другие — различного рода личинкам; но несомненно,
большинство их —пути травянистых корней, своеобразные следы кото-
рых можно различить местами.на стенках таких трубочек; подобно кро-
товинам, они также заполнены большей частью черноземом с выделе-
нием углекислой извести. Количество этих трубочек так велико, что на
площади одного квадратного фута (93 см2) можно насчитать до 60 выхо-
дов их, в виде более или менее темных пятен».
Если согласиться с В. В. Докучаевым в определении происхождения
подобных ходов, то необходимо сделать вывод, что в каждом отдельном
случае решение вопроса о природе этих ходов требует большой осторож-
ности. Несомненно, во многих случаях эти ходы являются норками чер-
вей, Г. Н. Высоцкий (1899) показал, что к подобным ходам (норкам)
червей часто позднее приурочиваются корни растений.
По данным Г. Н. Высоцкого (1899), образование подобных трубчатых
ходов на Велико-Анадольском участке следует связывать с деятель-
ностью червей. Подобные же ходы широко распространены в лёссовых
толщах Рудного Алтая. При моих исследованиях в этих ходах наблюда-
лись крупные дождевые черви, с деятельностью которых и следует свя-
зывать образования ходов. Иногда в этих ходах при шурфовке встреча-
лись жуки. В связи с этим вспоминаются указания Ч. Дарвина о хищных
жуках (Carabus, Staphylinus), которые нападают на червей, закрываю-
щих, по этой причине, свои норки мелкими камешками.
. По мнению Ч. Дарвина, черви обычно живут вблизи поверхности, но
во время продолжительной засухи или сильных холодов они закапывают-
ся на значительную глубину, до 2,4 м. В 1898 г. Г. Н. Высоцкий нашел
в районе Мариуполя крупных дождевых червей Dendrobena mariupolien-
sis n. sp., проникающих в материнскую породу до глубины 8 м и более,
если грунтовые воды залегают достаточно глубоко. Ходы этих червей об-
мазаны экскрементами, которые они не выбрасывают на поверхность в
отличие от других червей.
Ходы (норки) дождевых червей идут преимущественно вертикально
и обычно не ветвятся.
Выкапывание норок (ходов) производится червями двумя способами:
раздвиганием земли во все стороны и заглатыванием ее.
, Стенки норок иногда бывают голыми, но чаще выстилаются извержен-
ным червями мелкозернистым темноцветным материалом или раститель-
ными остатками, скрепленными экскрементами. Образующаяся, таким
образом, корочка значительно укрепляет стенки и, по мнению Ч. Дарвина,
может быть, предохраняет тело червя от царапин. По мнению Г. Н. Вы-
соцкого, обмазка стенок ходов имеет значение предохранителя ходов от
попадания в них воды при промачивании почвы, так как извержения чер-
вей сравнительно слабо размокают (расплываются) в воде. Норки внизу
оканчиваются небольшим расширением или камерой; в этих камерах на-
блюдаются мелкие камешки и растительные остатки.
214
Ходы червей в одних случаях бывают пустыми, “в других — частично
или полностью заполнены лессовидным суглинком или темным вязким
мелкоземистым веществом.
Рис. 44, Образец лёсса, пронизанный ходами червей. Район г. Зыряновска
Количество дождевых червей в почве подвержено чрезвычайно боль-
шому колебанию, главным образом в зависимости от влажности и кис-
лотности почвы. Это количество особенно велико в лёссах и на почвах,
богатых органическими веществами; на песчаных почвах они отсутствуют
(Димо, 1938; Малевич, 1950).
Рис. 45. Ходы червей в лёссе из г. Зыряновска после сжатия в компрессионном приборе
с увлажнением при нагрузке 3 кг!см? и последующим доведением нагрузки до 5 кг!см?
Число ходов червей изменчиво. В Средней Азии в толщах лёсса эти
ходы не встречаются в значительных количествах. В районе Мариуполя,
по данным Г. Н. Высоцкого, на 1 м2 площади на глубине 1 м приходится
525 ходов червей; количество ходов с глубиной уменьшается, но даже на
глубине 8 м наблюдается 110 ходов на 1 м2.
215
В Рудном Алтае (Кригер, 1958; Фокин, 1953) лёсс пронизан большим
количеством ходов червей (рис. 44), диаметр которых колеблется от 4 до
10 мм. Этот вид червей описан под названием allolobophora magnifica
(Соколов, 1953). До глубины 2—2,5 м ходы заполнены гумусированным
суглинком; на более значительных глубинах они пустые, и стенки их по-
крыты тонкой известковистой корочкой. Количество ходов червей изме-
няется в пределах от 40 до 525 на 1 м2, что при среднем диаметре ходов
7 мм составляет от 0,15 до 2,0% площади грунта. Число ходов червей
резко понижается с глубиной, но даже на глубине 10 м в некоторых шур-
фах обнаружено до 150 ходов на 1 м2.
Благодаря деятельности червей свойства лёсса могут подвергаться
значительным изменениям.
Ходы червей составляют заметную часть общей пористости породы.
Легко подсчитать, что при среднем диаметре ходов, равном 7 мм, и при
наличии 500 ходов на площади 1 м2 пористость, обусловленная ходами,
составляет около 2% от общего объема породы.
Г. Н. Высоцкий (1899) подсчитал на Велико-Анадольском участке,
что если бы все ходы червей с отверстиями до глубины 8 м закрылись без
соответственного разрыхления грунта, то поверхность почвы понизилась
бы на 2 см.
При компрессионных испытаниях лёсса с ходами червей с замачива-
нием породы обнаруживается, что при нагрузке 5 кг/сж2 ходы нередко
почти вовсе исчезают. В некоторых случаях, впрочем, после этих опытов
Рис. 46. График возможной дополнительной
осадки лёсса (ои) В зависимости от количества
норок червей и мощности лёсса
ходы сохраняются, лишь срав-
нительно слабо деформируясь
(рис. 45).
П. В. Фокин (1953) приво-
дит явно завышенные данные
о влиянии ходов червей на
коэффициент относительной
просадочнбсти лёсса.
Тем не менее нельзя отри-
цать большую роль деятель-
ности червей в снижении проч-
ности лёсса. На рис. 46 показа-
на величина возможной допол-
нительной осадки пород, свя-
занной с полным уничтожением
ходов червей. При большом ко-
личестве этих ходов и при
большой мощности пород до-
полнительная осадка может
быть значительной. При проек-
тировании тяжелых сооруже-
ний дополнительная осадка,
связанная с уничтожением хо-
дов червей, должна учитывать-
ся. Опасность дополнительной
осадки резко возрастает при
замачивании породы. В сухом состоянии, как будет показано ниже, пу-
стотелые ходы червей нередко сохраняются в породе в течение геологи-
чески длительного времени.
До сих пор остается не изученным вопрос о процессах фильтрации
воды через толщу лёсса, густо пронизанную ходами червей. Несомненно,
что наличие большого количества ходов червей значительно повысит ко-
эффициент фильтрации пород.
2 16
Норки червей в породе с течением времени уничтожаются за счет раз-
рушения их стенок. На это явление было указано еще Ч. Дарвиным.
По моим наблюдениям, в Рудном Алтае эти норки прослеживаются в вер-
тикальном направлении на несколько дециметров, слепо оканчиваясь
вверху и внизу. Вполне вероятно, что уничтожение норок происходит
также в результате заполнения пустот лёссовым материалом, проникаю-
щим сверху.
Весьма важно отметить, что количество норок червей на разных гори-
зонтах не остается постоянным. По данным Г. Н. Высоцкого (1899) —
в районе Мариуполя и по моим наблюдениям — в Рудном Алтае (рис. 47)
количество норок убывает с глубиной. Однако, наряду с этой закономер-
ностью, иногда отмечается значительное повышение количества норок
червей в определенных горизонтах. Например, на обследованном участ-
ке в бассейне р. Бухтармы и в районе г. Лениногорска характерно увели-
чение количества норок червей на глубине 8—9 м. Горизонт, обогащен-
ный норками червей, прослеживается во многих выработках и имеет
стратиграфическое значение. Нередко удавалось наблюдать, что этот
горизонт является горизонтом В погребенной почвы и заключает в себе
множество известковистых примазок и иногда кротовин. Поскольку нор-
ки червей в погребенной почве являются пустотелыми, необходимо за-
ключить, что в некоторых случаях эта разновидность пустот сохраняется
в лёссе в течение геологически длительного времени. Отсюда вытекает
217
также, другой: вывод, что описываемые ископаемые почвы образовались
в условиях, когда' обитал земляной червь, напоминавший ныне живу-
щего в этих же районах' (Кригер, 1958) . Обилие следов червей в погре-
бенных почвах наблюдалось также в Болгарии (Минков,; 1963а).
ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ТЕРМИТОВ
Описание деятельности термитов в лёссовой толще здесь приво-
дится по работе Н. А. Димо, опубликованной в 1916 г. и полностью со-
хранившей свое значение до настоящего времени.
Подземные термиты или минеры, распространены в степных и полу-
пустынных районах, в частности в Казахстане и Средней Азии. Термиты
оставляют в почве и материнской породе полые трубковидные. ходы,
а также образуют корки (из склеенных комочков горной породы), обле-
кающие засохшие стебли растений, помет животных и прочие предметы,
служащие пищей термитам. Н. А. Димо наблюдал живых термитов обыч-
но на глубине до 3 ж и более. Термитные ходы, не имеющие, впрочем,
вида жилых камер, и живые термиты отмечены на глубине до 15 ж. Боль-
шие глубины проникновения термитов Н. А. Димо связывает с потреб-
ностью их во влажном грунте и в воде. Термиты распространены на уча-
стках развития лёссовых пород, такырных почв и других мелкоземов.
Термитники (жиЛища термитов) представляют собой невысокие
(0,1 ж) холмики, под которыми порода пронизана большим количеством
ходов. Иногда местность оказывается густо усеяннной холмиками терми-
тов, которые занимают более 6% от всей площади.
Благодаря деятельности термитов, как показал Н. А. Димо при иссле-
довании в Голодной степи, изменяются пористость, механический состав,
химизм и водонепроницаемость породы, а при замачивании в породе,
пораженной деятельностью термитов, возникают явления, очень напо-
минающие просадки.
Пористость породы в верхней части термитника возрастает на 5—6%
по сравнению с породой на соседних участках.
В районах с неоднородными слоистыми отложениями наблюдается
влияние деятельности термитов на механический состав поверхностных
образований. Если в нижних слоях залегают тяжелые глинистые образо-
вания, а в верхних — легкие суглинки и супеси, то термитники и выносы
термитов «чехлы» и «футляры», (корки вокруг остатков пищи термитов)
состоят из глинистого субстрата, близкого по составу к нижним слоям.
Наоборот, в случае залегания глинисто-иловатых слоев вверху, а легких
суглинков — внизу термитники состоят из более легких пород.
Большой интерес представляют химические изменения пород, вызы-
ваемые деятельностью термитов. По данным Н. А. Димо (1916), при
ничтожном содержании воднорастворимых солей в светлоземах, едва до-
стигающем 0,06% глубины 1,5 ж, рядом расположенные термитники
являются солевыми фокусами, в которых сконцентрировано свыше 1,3%
солей. В частности же хлористые соли в незасоленной почве залегают
в заметных количествах лишь на глубине около 4 ж (С1 — 0,04%), обра-
зуя максимум на глубине около 5 ж (С1 — 0,14%)* В термитнике наблю-
дается заметное содержание хлора уже в поверхностном слое, а на глу-
бине наибольшего скопления камер и ходов наблюдается первый
максимум хлора, достигающий 0,09%. Точно так же и по содержанию
воднорастворимых сульфатов в той части гипса, которая в воде раство-
рима, термитники представляют совершенно иную среду, чем окружаю-
щие почвы. В последних обогащение сульфатами (гипсом) наблюдается
лишь на глубине 150 сж; максимальное их содержание в глубоких слоях
достигает на 500 см — 0,72 SO3, а на 250 см— 0,6% нерастворимого
218
в воде гипса. В термитниках же в самых верхних слоях сконцентрирова-
но в 30—50 раз больше воднорастворимых сульфатов (около 0,3—2,5%),
количество же гипса, не растворимого в воде, также колеблется от
1 до 2,5%. .. -
Ходы термитов повышают коэффициент фильтрации породы и спо-
собствует более интенсивной инфильтрации воды в грунт. Н. А. Димо
наблюдал в 1911 г. во время сильного дождя разрушение термитников
(может быть, нежилых), сопровождавшееся «скоплением воды, запол-
нившей чаши и воронки в осевшей на месте термитника поверхности поч-
вы, образованием водоворотов от стока воды вглубь и шумом вытесняе-
мого водой из ходов и пустот воздуха» (Димо, 1916).
Если термитники подвергаются достаточно длительному воздействию
воды, «то центральные их части оседают, корневые системы растений раз-
рываются, и по высохшей поверхности на их местах не появляется ника-
кой растительности... Такие трещиноватые, слегка прогнувшиеся внутрь,
голые пятна, окаймленные темной зеленью молочая, весьма рельефно вы-
деляются в Голодной степи. Сокращение объема массы и оседание тер-
митника после затопления приводит к образованию воронок и неболь-
ших микрорельефных впадин... При поперечнике термитника в 5 м глу-
бина некоторых провальных новообразований на месте бывших термит-
ников достигает 32 см». В образовавшихся впадинах, ввиду повышенной
засоленности породы в термитниках, возникают кругообразные пятна
вторичных солончаков.
Н, А. Димо обращает внимание на то, что в каналах на месте термит-
ников появляются провалы, трещины и прорывы, в откосах образуются
оплывания и обвалы; термитники являются путями инфильтрации воды
в грунт. И если даже учесть, что во время исследований Н. А. Димо не
были известны просадочные явления, свойственные лёссовым породам
(следовательно/Н. А. Димо в отдельных случаях мог принять просадоч-
ные явления за результат разрушения термитников), все же приводимый
Н. А. Димо фактический материал показывает, что термитники имеют
инженерно-геологическое значение.
Глава XIV
ИСКОПАЕМЫЕ ПОЧВЫ В ЛЁССЕ
ПОНЯТИЕ ОБ ИСКОПАЕМЫХ ПОЧВАХ
Понятие об ископаемых почвах в лёссе нуждается в поясне-
нии. Нередко приходится слышать, что не всякий гумусовый прослой в
лёссовой толще следует принимать за ископаемую почву. Кроме того, до-
вольно распространено мнение, что лёсс сам по себе является ископае-
мой почвой. По этой причине понятие об ископаемой почве в лёссе
становится недостаточно ясным.
Ряд исследователей отмечает, что вся толща лёсса носит признаки
деятельности почвообразовательных процессов. В. Д. Ласкарев (Laska-
rev, 1922) на основе исследования лёсса на Украине и в Югославии,
а также П. Штефанович, Д. Клех и А. Сюч (Stefanovits, Kleh, Sziics,
1954) на основе исследований лёсса Венгрии пришли к выводу, что со-
держание гумуса в лёссе указывает на его образование при воздействии
растительности. По мнению указанных венгерских авторов, во время об-
разования лёсса почва была покрыта бедной травянистой раститель-
ностью, а во время образования суглинка («серых лесных почв»), зале-
гающего в виде прослоев в лёссе, несла покров лесов. По этой причине
авторы применяют к изучению лёсса почвенные методы (исследование
гумуса, гигроскопичности и обменных катионов). Рассматриваемый во-
прос получил развитие в работе П. Кривана (Krivan, 1955), который под-
вергает обстоятельной критике гипотезу Л. С. Берга, но соглашается
с упомянутыми венгерскими авторами в том, что любая часть лёссовой
толщи в свое время была почвой. Опыт аналогичного исследования лёсса
почвенными методами сделан и в СССР (Гуссак и др., 1960; Морозова,
1963).
Некоторые исследователи отмечают наличие признаков почвообразо-
вания в лёссовой толще. По словам И. П. Герасимова (1946), «надо со-
вершенно категорически отказаться от весьма распространенного мне-
ния о мощных толщах лёсса (до 5—6 или более метров), лишенных сле-
дов погребенных почвенных процессов.
Подобное впечатление, лежащее в основе известной идеи о катастро-
фически быстром накоплении лёссов, опережавшем развитие почвенных
процессов ..., основывалось на беглом и поверхностном (с палеопедоло-
гической точки зрения) изучении лёссовых обрывов — объектов очень
неблагодарных для подобного исследования вследствие обычной сильной
выветрелости стенки обрыва.
Напротив, внимательное и специальное изучение лёссовой толщи в
шурфах обнаруживает необычайное богатство лёссовых отложений сле-
дами древнего почвообразования» (стр. 218).
В. А. Обручев (1954) высказывал недоумение по поводу применения
термина «ископаемые почвы» к гумусовым прослоям в лёссе. По его мне-
нию, вся толща лёсса является ископаемой почвой, и поэтому к гумусо-
вым прослоям следует применять другое наименование. Аналогичного
мнения придерживается Ф. Мюнихсдорфер (Miinichsdorfer, 1926), счи-
220
тавший, что лёсс в большей степени является почвенным типом, чем гор-
ной породой.
Иногда думают, что образования, обычно описываемые под назва*
нием погребенных почв в лёссе, в действительности являются лишь гори-
зонтами с более резко выраженными признаками почвообразования.
Согласно Ю. А. Скворцову (1933), «не следует противополагать лёсс
погребенным почвенным горизонтам, так как вся толща лёсса, в конце
концов, переработана почвообразовательными процессами, но лишь в раз-
ной степени», и случаи нахождения в лёссе хорошо оформленных поч-
венных горизонтов показывают лишь, что данный слой лёсса была дол-
гое время дневной поверхностью или по тем или иным причинам под-
вергся воздействию более интенсивных процессов почвообразования.
И. П. Иванов (1956) также полагает, что почвообразование шло парал-
лельно с отложением лёссового материала и считает лёссовые породы
«зачаточными почвами», которые, однако, и никогда не были постоян-
ными почвами, подобно погребенным». В обстоятельной работе Л. Г. Ба-
лаева и П. В. Царева (1964) лёсс рассматривается как «недоразвитая
почва»-
Трудности определения понятия «погребенные почвы» в лёссе увели-
чиваются еще и тем, что некоторые исследователи, не считая лёсс почвой,
тем не менее признают существование в лёссе безгумусовых почв (Гера-
симов, 1946), невидимых, скрытых от глаз наблюдателя почв, например
типа сероземов или белоземов (Набоких, 1914).
Другая группа исследователей, считая лёсс горной породой, не видит
трудностей определения погребенных почв в лёссе. Эти исследователи
принимают, что погребенные почвы являются свидетелями прекращения
или резкого замедления процессов седиментации лёссового материала.
По В. Л. Ласкареву (Laskarev, 1922), хотя каждый слой лёсса некогда
образовывал поверхность земли, тем не менее лёсс не является почвой,
так как не имеет почвенной структуры. По его мнению, накопление эоло-
вой пыли происходило, очевидно, быстрее, чем образование почвы,
и лишь в эпохи замедления аккумуляции лёсса образовывались почвы.
А. И. Москвитин считает, что в северной части Украины многометро-
вые толщи лёсса не несут признаков почвообразования (вероятно, в
смысле отсутствия почвенного профиля.— Я. К.) и «можно предполо-
жить, что накопление породы шло, опережая почвообразование»
(Москвитин, 1946). Близкие воззрения иногда высказываются некото-
рыми почвоведами. Например, по мнению Б. Ф. Петрова (1950), «нали-
чие погребенных почв является показателем перерыва в отложении
осадков или его сильного замедления». Почти также высказываются
Л. Г. Балаев и П. В. Царев (1946), А. А. Величко (19616) и др.
К следам сингенетических (и отчасти эпигенетических) почвообразо-
вательных процессов в лёссе относятся: наличие небольшого количества
гумуса в лёссе (но этот гумус детально не исследован и еще нет доказа-
тельств, что он во всех случаях не связан с позднейшей миграцией), вер-
тикальные канальцы, сингенетические выделения углекислой извести, со-
став глинистых минералов Ч Однако этих данных еще недостаточно, что-
бы считать лёсс ископаемой почвой. Признаки влияния почвообразова-
ния и выветривания обычно можно наблюдать в каждом континенталь-
ном осадке, если он не является сильно метаморфизованным последую-
щими геологическими процессами. По-видимому, под ископаемой почвой
целесообразно понимать образования, имеющие определенный почвен*
ный профиль (или распознаваемые остатки его). Нельзя, конечно, исклю-
чить возможность присутствия в лёссе безгумусовых погребенных почв,
не оставивших после себя следов существования, однако эта возможность
1 Другие признаки обычно локального характера такие, как железистые примазки
и бобовины, ходы роющих животных, железистые конкреции, чаще встречаются в от-
дельных горизонтах, т. е. собственно в ископаемых почвах.
221
также еще не дает права во всех случаях называть лёсс ископаемой поч-
вой, не приводя для этого особых оснований. Следует учитывать, что
диагенетические и отчасти эпигенетические процессы в лёссе, не связан-
ные с почвообразованием в тесном смысле этого слова, всегда приводят
к значительному изменению первоначального облика этого образования.
Лёсс, залегающий на глубине, оторвавшийся от живой почвы.и не имею-
щий видимых признаков почвенного профиля, не следует называть ни
современной, ни ископаемой почвой. Лишь при возможном расширении
понимания почвы, начатом работами Г. Н. Высоцкого (1934) о «глубоко-
почвенном» или «полнопочвенном» почвоведении, является законным от-
несение лёсса (и большинства других континентальных отложений)
к почвам. Но такой шаг очень мало дает исследователю, занимающемуся
изучением лёсса и ископаемых почв.
Следует отметить, что противопоставление лёсса заключенным в нем
ископаемым почвам может быть не только законным, но в ряде случаев
даже необходимым. Образование ископаемых почв никак нельзя свести
только к количественному увеличению интенсивности почвообразования,
здесь имеют место качественные изменения характера почвообразования.
Существование таких изменений кажется бесспорным, если учесть нали-
чие в лёссе слоев различного почвенного типа (черноземов, подзолистых
почв и пр.), наряду со следами морозного выветривания.
Нельзя отрицать, что ввиду слабой выраженности многих ископаемых
почв и наличия некоторых признаков почвообразования во всей лёссовой
толще противопоставление лёсса ископаемым почвам часто будет казать-
ся очень условным. Однако такое противопоставление в большинстве слу-
чаев следует считать практически удобным, особенно если учитывать, что
и другие классифицируемые в естествознании объекты часто не имеют
резких границ.
ГУМУС В ИСКОПАЕМЫХ ПОЧВАХ В ЛЕССЕ
Еще в конце прошлого столетия было установлено, что коли-
чество гумуса в ископаемых почвах (в «гумусовом лёссе») редко превы-
шает 1,2% и обычно меньше этой величины (Бузня, 1892), несмотря на
сохраняющуюся в некоторых случаях темную окраску горизонта А. Не-
большие количества гумуса в ископаемых почвах указываются всеми ис-
следователями (Веклич, 1961; Ильин, 1916; Крокос, 1926; Ломонович,
1952; Лысенко, Серышков, 1959; Морозов, 1961а; Москвитин, 1933; Шен-
галс, 1955; Laskarev, 1922). Как указывает И. П. Герасимов (1946),
«подобное содержание гумуса характерно только для современных серо-
земных почв пустынь. Однако темная окраска погребенных почв в лёс-
сах, совершенно не соответствующая подобному содержанию гумуса со-
временных сероземов, ясно показывает, что гумус погребенных почв здесь
испытал существенные изменения». Близкое (менее 1%) содержание гу-
муса, обычно несколько меньшее, чем в ископаемых почвах, наблюдается
в горизонтах лёсса между почвами (Ананьев, 1964; Веклич, 1961; Вгипа-
скег, 1956).
Наблюдения за молодыми погребенными почвами показывают, что
количество гумуса в них после погребения быстро уменьшается. В почве
под насыпями «Петрова вала», мощностью 1 м, образованными в 1698 г.
по указанию Петра I в связи с работами по строительству Волго-Донско-
го канала, за 250 лет количество гумуса уменьшилось с 1,92% до 1,40—
1,50% (Петров, 1950).
Уменьшение количества гумуса в погребенных почвах может быть
связано с миграцией (выщелачиванием) и разложением гумуса.
Миграцию гумуса в лёссовой толще допускал еще в 1884 г. К. М. Фео-
филактов. Этот исследователь пришел к выводу, что в окрестностях
222
Киева в породах «валунного яруса» содержатся гумусовые вещества,
являющиеся продуктами разложения современной растительности и вне-
сенные в «валунный ярус» растворами, двигавшимися через лёсс по вер-
тикальным. ходам. Это мнение встретило возражение со стороны П. Я. Ар-
машевского (1884). Породы, отнесенные К. М. Феофилактовым к «валун-
ному ярусу», П. Я. Армашевский относит к нижним частям лёссовой
толщи (гумусовый лёсс). По мнению П. Я. Армашевского, «гумус не об-
ладает способностью проникать через толщу лёсса» и «гумус в нижних
частях лёссового яруса обязан происхождением растениям, жившим в
эпоху образования пород яруса лёсса».
Вопрос о возможности миграции гумуса в лёссовой толще, по-види-
мому, до сих пор не может считаться окончательно решенным. Вопрос
о возможности передвижения органических веществ в современной почве
также служил предметом дискуссии, краткий обзор которой дан
М. М. Кононовой (1951). В связи с этим вопросом заслуживает упомина-
ния присутствие, гумуса в иллювиальных горизонтах почв, особенно в под-
золистой (Глинка, 1932).
.7 По мнению Р. С. Ильина (1916), «гумус погребенной почвы отличает-
( ся трудной растворимостью по сравнению с гумусом современной почвы».
Шри анализах песка по способу Сабанина и. определении азота по спо-
собу Кюльделя в погребенной почве «обращала на себя внимание труд-
/ная окисляемость гумуса серной кислотой... Можно заключить, что гумус
/ погребенной почвы претерпел довольно глубокие и и существенные изме-
нения в своем составе; вероятно, были окислены и разложились наиболее
) подвижные и менее устойчивые части его молекулы; гумус погребенной
( почвы как бы обуглен, и в нем, вероятно, не 58% С, а больше».
К сожалению, вопрос о сравнении свойств гумуса в современных и
ископаемых почвах очень мало разработан. И. В. Тюрин и Е. И. Тюрина
(1940) сомневаются в справедливости выводов Р. С. Ильина. Между тем,
вопрос является очень важным. Возможность миграции гумуса в лёссо-
вой толще (например, диффузионным путем по водным пленкам молеку-
лярной влаги) усложняет вопрос о синтетическом происхождении гуму-
са в слоях лёсса между ископаемыми почвами.
Не менее важен вопрос о разложении гумуса в ископаемых почвах.
Разложение (сгорание) гумуса в ископаемых почвах принимается
В. И. Крокосом (1926а), А. И. Москвитиным (1933, 1950), И. В. Тюриным
и Е. И. Тюриной (1940) и др. По данным А. И. Москвитина (1933), обед-
нение ископаемых почв гумусом по мере увеличения их древности хоро-
шо прослеживается в сплошных многокилометровых обнажениях Ейско-
го побережья Азовского моря. А. И; Москвитин высказывает остающееся
непроверенным интересное предположение, что разложение гумуса в по-
гребенных почвах может идти при участии микроорганизмов (1933, 1950).
Следует отметить, что состав и свойства гумуса даже в современных
почвах остаются слабо изученными. Имеющиеся данные, обобщенные в
большой работе М. М. Кононовой (1951), показывают, что прочность свя-
зи гумусовых веществ с минеральной частью почвы в значительной мере
зависит от состава этой части. Наиболее прочная связь наблюдается при
наличии монтмориллонита, некоторых поглощающих оснований и других
факторов. Значение этого обстоятельства еще не учтено при изучении
лёсса и погребенных в нем почв.
И. В. Тюрин и Е. И. Тюрина (1940), занимавшиеся изучением состава
гумуса в ископаемых почвах, пришли к выводу, что после погребения
почвы разложение гумуса «происходит таким образом, что состав его
остается или становится сходным с составом гумуса в черноземах. При
погребении почв черноземного типа заметного изменения в составе гуму-
са при продолжающемся его разложении не происходит... При погребе-
нии почв подзолистого типа только что указанные явления приводят к
223
более существенному изменению состава гумуса». И. В. Тюрин и
Е. И. Тюрина придают большое значение изучению состава гумуса в ис-
копаемых почвах, так как «ископаемые почвы являются как бы опытом,
поставленным самой природой, на основе которого можно подойти к ре-
шению вопроса о сравнительной устойчивости различных групп гумусо-
вых веществ и о природе наиболее устойчивой части природного гумуса».
МЕТАМОРФИЗМ И ДИАГНОСТИКА ИСКОПАЕМЫХ ПОЧВ
Ископаемые почвы в лёссе весьма разнообразны. Идентифи-
кация этих почв с современными почвенными типами часто вызывает
много трудностей, так как ископаемые почвы в погребенном состоянии
подвергаются значительным изменениям, далеко не ограничивающимся
уменьшением количества гумуса. При изучении свойств пород, слагаю-
щих ископаемые почвы, это всегда надо иметь в виду. Изменению под-
вергается обменный комплекс, воднорастворимые слои, pH, количество
углерода и фосфора (Герасимов, 1946; Петров, 1950; Osmond, 1956;
Thorp, 1935). В Китае, как свидетельствует Торп (Thorp, 1935), имеется
много мест (в частности в провинции Хуань), где обогащенные кальцием
почвы образованы на лёссовом материале небольшой мощности, отло-
женном на древних выщелоченных почвах латеритного происхождения.
Выщелачивающие воды выносят известь вниз и нередко пропитывают
карбонатом кальция древний латеритный материал. У северной окраины
Нанкина древние почвенно-известковые конкреции постепенно исчезают
под растворяющим влиянием кислых вод, притекающих сверху (Thorp,
1935). Во всех подобных случаях при определении почвенного типа сле-
дует с большой осторожностью относиться к химическим анализам, так
как они будут только вводить в заблуждение. И. П. Герасимов (1946)
мало надежным признаком считает и структуру пород, слагающих иско-
паемые почвы, так как изменение солевого состава и термического режи-
ма почв ведет к изменению емкости поглощения и состава поглощенных
катионов, что, в свою очередь, вызывает изменение структуры. По мне-
нию И. П. Герасимова, даже «наиболее замечательные случаи перерыва
во вскипании в лёссовой толще как раз в пределах погребенной почвы
не всегда могут быть связаны с сохранением древнепочвенного призна-
ка». Этот крайний скептицизм, по-видимому, не имеет достаточных осно-
ваний. Применение методов исследования, разработанных в почвоведе-
нии, к изучению ископаемых почв во многих случаях позволяет диагнос-
цировать ископаемые почвы (Герасимов, 1961, 1962; Глазовская, 1956;
Морозов, 1961а; Морозова, 1962, 1962а, 1963а; Kubiena, 1956).
Метаморфизм (по Б. Ф. Петрову — диагенез) почв состоит, как ука-
зывает Б. Ф. Петров (1950), в вымывании и отложении солей, старении
коллоидов, химических реакциях окисления, восстановления, реакциях
физико-химического обмена (на поверхности коллоидов), обезвожива-
ния или гидратации минералов и коллоидов и т. д. Особенно интенсив-
ный метаморфизм ископаемых почв может происходить при изменении
уровня грунтовых вод или образовании временных верховодок на поверх-
ности ископаемых почв. В этих условиях большое значение приобретает
указание И. П. Герасимова (1946), что «при диагностике современных
почв почвоведы используют не только данные по морфологическому изу-
чению почв. Очень важное значение имеет учет тех географических усло-
вий, в которых развивается почва (рельеф, растительность и т. д.), а так-
же данные разнообразных анализов — физических, химических, петро-
графических и физико-химических» (стр. 213).
К сожалению, далеко не всегда удается получить непосредственные
данные о составе растительности во время образования ископаемых почв.
Легче поддается учету рельеф того времени. Неоднократно указывалось,
224
что на Украине (Красюк, 1916), местами в Рудном Алтае (Кригер, 1963а)
и в других районах ископаемые почвы залегают параллельно современ-
ному рельефу. Из этих фактов К. Д. Глинка (1932) делает вывод о выде-
лении гумуса из растворов над бывшим уровнем грунтовых вод, но в дей-
ствительности отсюда следует заключить лишь о древности современного
рельефа. А. И. Москвитин (1950) учитывает рельеф при диагнозе иско-
паемых почв, когда залегающую в субаэральном водораздельном лёссе
Украины микулинскую почву, в соответствии с ее общим морфологиче-
ским обликом, распределением гумуса и карбонатов, принимает за чер-
ноземную, а не луговую или дерновую. Большое значение для диагно-
стики почв имеет также установление выдержанности признаков харак-
терных ископаемых почв на большом протяжении (Москвитин, 1950;
Brunacker, 1954, 1956), поскольку метаморфизм неизбежно вносит ло-
кальные особенности в преобразуемую почву. Для типичного лёсса не
характерны хорошо развитые гидроморфные почвы, но их можно встре-
чать в аллювии или делювии (Соколовский, 1958а), в «слоистом лёссе»
(Nakonieczny, 1959). Констатировать, что ископаемая почва залегает в
типичном лёссе — это значит до известной степени осветить вопрос о фи-
зико-географических условиях ее образования.
Переходя к исследованию вещественного состава ископаемых почв,
удобно вслед за Д. Торпом (Thorp, 1935) выделить четыре главных на-
правления почвообразовательных процессов: 1) кальцификация (напри-
мер, в черноземных почвах); 2) подзолообразование; 3) латеритизация
и 4) засоление (и солонцевание). Отличительные признаки этих разно-
видностей почвообразования в ископаемом состоянии сохраняются не
в одинаковой степени. Большое методическое значение имеет выделение
устойчивых, мало изменяющихся при метаморфизме, признаков ископае-
мых почв. Это подчеркивается американскими исследователями
(Osmond, 1956;,Ruhe, 1956). В результате процессов кальцификации мо-
гут' возникать плотные известковистые выделения, характеризующиеся
устойчивостью, если территория не подвергалась воздействию сильногу-
мидного климата. Хорошо устойчивыми являются обесцвеченные рыхлые
подзолистые горизонты, обогащенные кварцем и сопровождающиеся
уплотненным, иногда сцементированным полуторными окислами, гори-
зонтом вмывания (Петров, 1950). Латеритные коры являются очень ус-
тойчивым почвенным признаком (Osmond, 1956). Сравнительно устой-
чивые признаки имеют солонцы. Должна быть отмечена устойчивость
кремнистых кор, которые в этом отношении занимают особое место.
Многие другие признаки засоленных почв являются мало устойчивы-
ми (даже в пределах «мертвого горизонта»).
Устойчивым признаком, использование которого удобно при изучении
различных ископаемых почв, является минералогический состав лёссовых
и песчаных фракций. Р. Руэ (Ruhe, 1956) для констатации ископаемых
почв использует показатель выветрелости, который для тяжелых мине-
ралов устанавливается как отношение количества циркона и турмалина
(устойчивых минералов) к количеству амфиболов и пироксенов (мало-
устойчивых минералов). Показателем выветрелости легких минералов
называют отношение количества кварца к количеству полевых шпатов.
В штате Айова ярмутско-сангамонская почва (подстилающая айовско-
тейзуэллский горизонт лёсса) имеет следующие значения показателя вы-
ветрелости в гранулометрической фракции 0,62—0,12 мм (табл. 14).
В более грубой гранулометрической фракции (0,5—2,0 мм) в Аг и В2
встречаются только обломки устойчивых пород — кварца, кварцита,
кремня и песчаника. В горизонте С в этой фракции имеются фрагменты
выветрелого гранита, диорита и базальта.
Показатель выветрелости с успехом используется и при изучении лёс-
са (Рябченков, 1961).
15 Н. И. Кригер
225
Сильно выветрелые породы в составе почвенного профиля в Северной
Америке называют гамбу (gumbo). Это порода, образовавшаяся при вы-
ветривании лёсса, иногда называется гамбулёссом, а образовавшаяся
при выветривании морены (тила)—
гамбутилом. Типичный гамбу — обыч-
но желто-коричневая до серой, лишен-
ная извести, окисленная, неслоистая,
песчанистая глина, состоящая в зна-
чительной мере из бейделлита. Во вла-
жном состоянии эта глина липкая, по-
чти клееобразная, в сухом — очень
твердая. Гамбу образовывался при вы-
ветривании пород с низкой водопрони-
цаемостью и в условиях сравнительно
ровной, не совсем осушенной поверх-
ности, когда коллоиды при разложении
и не выносились. Исследование валунов
валунной глины в штате Айова
Таблица 14
Коэффициент 'выветрелости
минералов ископаемой почвы
Горизонт Для тяжелых фракций Для легких фракций
а2 1,55 4,00
В2 1,38 3,16
с 1,24 2,20
накапливались в почве
породы
из гамбутила в кровле канзасской
показало, что 87% из них составляют кремень, кварцит и твердые
кристаллические породы, тогда как в самой валунной глине эти валуны
встречены лишь в количестве 42%. Этот факт иллюстрирует интенсив-
ность процессов выветривания при образовании гамбу; в результате про-
цессов выветривания в гамбутиле сохраняются лишь наиболее стойкие
валуны, тогда как менее стойкие (известняки, большая часть гранитов,
гнейсов и пр.) разрушаются. Иногда в основании гамбутилового горизон-
та видны неясные очертания почти полностью разложившихся валунов
(Flint, 1947).
В Европе аналогами гамбу, по-видимому, являются бурые и красно-
бурые суглинистые и гумусово-суглинистые прослои в лёссе, получившие
название Laimenzonen или zones d’alteration (Laskarev, 1922; Scherf,
1936; Soergel, 1919). Сюда же, по-видимому, относятся оглиненные про-
слои в лёссе, называемые в Венгрии «саман». Отдельное из подобных
образований описываются под названием буроземов, под которыми в этих
случаях понимаются бурые лесные почвы. В них не наблюдается какого-
либо уплотнения или перемещения железо-гумусовых золей, что указы-
вало бы на слабое насыщение основаниями или на оподзоливание (Шен-
гальс, 1955). По мнению И. П. Герасимова, среди этих безгумусовых или
слабогумусовых почв могут быть почвы лесного и тундрового типа (Ге-
расимов, 1946).
В лёссовых толщах в Европе и Средней Азии в настоящее время более
точно определены следующие почвенные типы (не считая некоторые сла-
бо развитые и примитивные почвенные образования):
1. Черноземные почвы (Москвитин, 1933, 1950; Шенгальс, 1955; Моро-
зов, 1961а; Веклич, 1961а; Brandtner, 1951; 1956). Признаки этих почв
могут не сохраняться при достаточно сильных эпигенетических измене-
ниях породы, однако в лёссовых толщах, не подвергшихся влиянию грун-
товых вод, они по большей части хорошо видны. Под мощным гумусо-
вым горизонтом (Аг, отчасти BJ в профилях этих почв можно видеть
карбонатный горизонт, часто в виде прослоя известковых конкреций (го-
ризонт Вг). Характерно присутствие в горизонте Вг и нижележащем лёс-
се (горизонт С) кротовин.
2. Лесные почвы средиземноморского типа (Brandtner, 1951, 1956).
Описаны в Австрии и в соседних районах («кремсская почва»), В чеш-
ской литературе иногда называются «черноземными». В. И. Крокос
(1928) называет их «сверхмощными» черноземами, М. Ф. Веклич
(1961а)—коричневыми и красно-бурыми почвами, а А. И. Москвитин
(1963) —красноземами. Эти почвы представлены темным коричнево-бу-
рым гумусовым горизонтом, подстилаемым мощной выщелоченной зоной
оглинения кирпично-красного цвета с угловато-глыбовой структурой
226
с жирным блестящим железисто-марганцевым налетом по трещинам. Об-
щая мощность почвы от 2 до 4,5 м.
3. Столбчатый солонец. Описан А. И. Москвитиным в Полтавской об-
ласти (1933) в долинах на продолжении черноземных почв (в «рисс-
вюрмском» горизонте), а также С. С. Морозовым (1961а) в Киевской
области.
4. Недоразвитые перегнойно-карбонатные почвы. По словам А. И. Мо-
сквитина, эти почвы прежде описывались И. Н. Выдриным под названием
«известковистый лёсс» и К. И. Глинкой под названием «порошковатый
горизонт». А. И. Москвитин (1933) называл их прежде рендзинами, ныне
склонен предположительно сближать с каштановыми почвами (Москви-
тин, 1950). По-видимому, аналогичные почвы, называемые каштановыми,
описывают С. С. Морозов (1961а) иМ.Ф. Веклич (1961а).
5. Бескарбонатные глубоко (более 1 м) выщелоченные зоны оглине-
ния — «буроземы» (по Шенгальсу). Представлены бурыми суглинками.
Иногда имеется небольшое количество карбонатов в форме лжегрибницы
и налетов, вмытых из вышележащего лёсса. Ни уплотнения, ни пере-
мещения железо-гумусовых солей, которые указывали бы на оподзоли-
вание, не наблюдается. Иногда в основании «бурозема» и в нижележа-
щем лёссе отмечаются известковистые конкреции. По-видимому, эти поч-
вы названы Ф. Брандтнером «субгляциальными степными почвами». Как
указывает Ф. Брандтнер (Brandtner, 1956), интенсивность «оглинения»
их незначительна. По окраске эта почва часто лишь слабо отличается от
окружающего лёсса, первоначальная ее лёссовая структура сохранилась,
мощность в среднем около 0,3 м; в Австрии в «аридных» районах FesOs
в этой почве достигает 3,0—3,5% AI2O3 —6—7%; в «гумидной» переход-
ной области эти значения могут быть несколько выше.
6. Сероземные почвы. Обычно сероземный почвенный профиль не ви-
ден в лёссовой толще, хотя местами, может быть, имеет широкое распро-
странение. Мною и М. Р. Москалевым (Кригер, Москалев, 1953) высказа-
но предположение, что уплотненные бурые прослои в лёссе предгорных
адыров окрестностей Ташкента (Кумышкан) являются следами некото-
рых разновидностей сероземов.
7. Подзолистые почвы (Москвитин, 1930, 1933; Величко, 1961, 1961а)
имеют элювиальный и ортштейновый иллювиальный горизонты. Для
диагностики могут иметь значение химические анализы породы из этих
горизонтов (при сравнении с признаками современных почв). И. П. Гера-
симов (1946) предостерегает от возможности спутать подзолистые почвы
(если нет хорошо выраженного почвенного профиля) с бескарбонатными
древнеглеевыми горизонтами.
8. Луговые и другие гидроморфные почвы. Присутствуют главным
образом в аллювиальных и других водных разностях лёссовых пород.
Выражены в виде гумусовых прослоев зернистой структуры со слабо
дифференцированным почвенным профилем. Ниже почвенного горизонта
нередко отмечаются признаки оглинения. Подобные почвы наблюдались
на Украине С. С. Морозовым (1961а), в Средней Азии Ю. А. Скворцовым
(1933) и мною (Кригер, 1951а). В зависимости от местных физико-геогра-
фических условий описываемые почвы могут иметь разный характер.
К. Брунаккер (Brunacker, 1956) описал в Центральной Европе в лёссо-
вых породах горизонт оглеения, который он рассматривает как тундро-
вую почву. Установление различия между луговыми и тундровыми поч-
вами в ископаемом состоянии в некоторых случаях затруднительно.
Иногда в этих случаях помогают следы значительных мерзлотных явле-
ний (мелкие мерзлотные нарушения могут быть связаны с сезонным про-
мерзанием почв более южного типа). И. П. Герасимов (1946) указывает,
что «сами по себе признаки глеевости (закисные соединения железа и
др.) очень мало устойчивы; однако косвенные признаки воздействия
15*
227
грунтовых вод (скопления окисного железа в виде бобовин, примазок и
др., крупные выделения извести в порошкообразном виде, кристаллы
гипса и т. д.) довольно характерны и легко определяются» (стр. 213).
Следует учитывать возможность образования глеевых признаков не толь-
ко в период формирования ископаемых почв, но и в более позднюю эпоху
(когда почва уже была погребена) при высоком стоянии грунтовых вод.
9. Особо должны быть отмечены безгумусовые тундровые почвы, вы-
раженные в виде следов криотурбаций.
Резюмируя сказанное, мы должны заметить, что изучение ископае-
мых почв в лёссе связано со значительными трудностями. Едва ли можно
надеяться в настоящее время разработать классификацию ископаемых
почв с такой же детальностью, как и современных. Однако даже выделе-
ние основных почвенных разностей имеет большое значение при всесто-
роннем изучении лёсса. Главнейшими признаками для определения почв
являются: характер почвенного профиля, наличие гумусовых, аллювиаль-
ных (выщелоченных), иллювиальных (обогащенных гидратами полутор-
ных окислов Fe и А1 или карбонатами Са и Mg) и глеевых горизонтов.
Микроморфологические, физико-механические, минералогические и хи-
мические исследования помогают решению вопроса. Определению почв
помогают и находки органических остатков, криотурбаций, а также изу-
чение условий залегания почв. В определении почвенных типов следует
соблюдать осторожность и учитывать возможность развития специфиче-
ских почв, не имеющих аналогов в современных почвах.
Большой интерес представляет вопрос о зональности ископаемых
почв. К сожалению, решение его осложняется не только трудностями
выявления ископаемых почв, но и — сопоставления различных стратигра-
фических разрезов. Поэтому имеющиеся высказывания по вопросу о зо-
нальности ископаемых почв являются в значительной мере гипотетиче-
скими.
Р. С. Ильин (1916) высказал мнение, что почвенно-географические
зоны описываемой им погребенной почвы приблизительно совпадают с
современными. И. П. Герасимов (1939) также отмечал, что «в общем,
погребенные почвы в своем географическом распространении обнаружи-
вают черты, сходные с современной зональностью».
Однако в настоящее время вопрос кажется более сложным, так как
ископаемые почвы стали известны в толщах лёсса на разных стратигра-
фических уровнях. Можно лишь предполагать, что в некоторые эпохи
распределение почвенных зон было близко к современному.
Любопытный опыт установления почвенно-географической зонально-
сти южной части Русской равнины в микулинском межледниковье сдела-
ли А. А. Величко и Т. Д. Морозова (1963).
Изучение ископаемых почв в лёссовых толщах имеет большое значе-
ние для понимания жизни лёсса. При образовании некоторых почв во
влажном климате (например, «коричневые» и «красно-бурые» почвы)
лёсс терял многие свои характерные признаки (повышенная пористость,
просадочность) и даже превращался в лёссовидные породы.
ВОПРОСЫ МИКРОСТРАТИГРАФИИ
За последние годы в Центральной Европе (Guenther, 1953, а;
Brunacker, 1957), Венгрии (Stefanovits, 1954; Krivan, 1955), Чехослова-
кии (Klima etc., 1962), Болгарии (Минков, 1963а) и в Советском Союзе
(Мавлянов, 1958; Кригер, 1960, 1962; Балаев, Царев, 1964) получил рас-
пространение метод детального расчленения лёсса на горизонты, разли-
чающиеся по минералогии, химии и другим свойствам пород. При этом
выяснилось, что монотонная толща лёсса распадается на горизонты, сви-
детельствующие о ритмичности в процессе седиментации. В толще лёсса
228
M
0
1
2
0
4
cacmoir
6
7
8
3
10
11
12
10
A
15
IS
1?
IB
13
20
21
22
20
2k
25
25,70
0
JO
k2 k6 50 5k 58
2/\/ S
14 16 16 1? 18J8 19 20 2122 23 24 25 26 2728/, 1
' ' ‘ ‘ 3 V 4? 61 к
fO Zff JO 4z7 jy so 70 JO go W8 u
________________,_____________________т ____ ____________________________________________SJJhi
0у , 0,02 _ 0,04 0,06 ? 41 43 45 47 4? 51 53 54с 0,03 0,05 0,0? 0,09 0,11 0,13 0,15,„,,7 // 15 19 23 2? 31
0 5 1015 2025300 4 f 12 tfig 7,50 7,80 7,70 7,80 7,90 QJ 0,4 ^5 Ц6 0,7n V
” ' l~1~‘ 0 4 8 12 16 20 24 26 ' 12
----1---X---1---1---1---'~*7
to
Ю
Рис. 48. Свойства лёсса в разрезе, шурф (№ 16) близ г. Лениногорска
1 — количество солей, отмытых раствором НС1 при гранулометрических дисперсных анализах %! 2 — коэффициент . относительной ;просадочности при нагрузке
3 кг/см2', 3 — максимальная молекулярная влагоемкость, %; 4 — влажность, %; 5 — пористость, %; 6 — количество вертикальных канальцев и других макропор
ма 1 слс2; 7 — количество ходов червей на площади 1 ж2 сечения шурфа; 5 — отношение - 9 — pH водной вытяжки; 10 — хлориды в водной вытяжке, мг-экв ла 1 г
AI2O3
породы; И — сульфаты в водной вытяжке, мг-экв на 1 г породы; 12 — кальций в водной вытяжке мг-экв на 1 а породы; 13 — коэффициент структурности по Фа-
гелеру; /4 - количество частиц 0,01— 0,05 мм по данным микроагрегатногО анализа, %; а — лёсс; б — ископаемая почва; в — современная почва; г — тяжелый
суглинок; д — галечник
обнаруживаются горизонты с несколько более выветрелой породой. Эта
ритмичность вполне объясняется климатическими изменениями, и нет
оснований прибегать к гипотезе неотектонических движений, как делают
некоторые авторы (Краев, 1955). По большей части выветрелые горизонты
совпадают с ископаемыми почвами и зонами оглинения, если они имеют-
ся в лёссе. Однако иногда удается достигнуть более детального расчле-
нения и выделения горизонтов, невидимых при обычном методе визуаль-
ного осмотра разреза. Подобная работа имеет большое прикладное зна-
чение, благодаря чему и появилось понятие об инженерной стратиграфии
лёсса. Несомненно, такой метод является очень важным и для решения
собственно стратиграфических вопросов.
Не касаясь в данной работе стратиграфической корреляции, я ска-
жу несколько слов о методике микростратиграфического расчленения
отдельных разрезов лёсса.
Для микростратиграфического расчленения следует использовать са-
мые разнообразные признаки, как устойчивые во времени, так и неустой-
чивые, быстро меняющиеся под влиянием изменений географической
среды. К числу неустойчивых признаков относятся легко растворимые
соли, pH, обменный комплекс и естественная влажность. Использование
этих признаков для микростратиграфии основано на том, что, во-пер-
вых, в пределах «мертвого горизонта» процессы изменения породы идут
очень неактивно и, во-вторых, изменения в каждом микростратиграфи-
ческом горизонте происходят по-разному (благодаря влиянию таких ус-
тойчивых признаков, как гранулометрический и минералогический со-
став). В силу этих двух причин даже влажность породы может служить
микростратиграфическим параметром в течение геологически длитель-
ного времени, пока сохраняется «мертвый горизонт».
В качестве примера можно сослаться на рис. 48, отражающий изме-
нение различных свойств лёсса в одном из шурфов близ г. Лениногор-
ска (Рудный Алтай). Ископаемая почва отчетливо выделяется по уве-
личенной влажности, пониженному значению pH, меньшему содержа-
нию SO4 и Са в водной вытяжке из подпочвенного горизонта.
Представляет интерес процесс изменения влажности лёсса при его
искусственном замачивании. Наблюдения в г. Зыряновске над распро-
странением влаги в лёссе (в результате неисправности водопроводной тру-
бы) показали, что более глинистый прослой, имевший первоначально не-
сколько более высокую влажность (26—30% против 22—26% в сосед-
ней породе) и после замачивания лёсса сохранил более высокую влаж-
ность (34—35% против 26—30% в соседней породе). Таким образом,
некоторое увлажнение породы не стерло микростратиграфии лёсса.
Разумеется, процесс изменения лёсса может быть очень сложным,
в разных случаях он будет протекать неодинаково, и в конце концов
приводит к уничтожению микростратиграфических особенностей лёсса.
Но важно отметить, что в природе имеются условия, способствующие
сохранению многих особенностей лёсса, с первого взгляда кажущихся
очень неустойчивыми. При небольшом изменении географической сре-
ды лёсс приспосабливается к новым условиям, несколько изменяясь, но
сохраняя «стратиграфическую анатомию» своего тела. В противополож-
ность теории глубокопочвенного изменения лёссовой толщи можно вы-
двинуть принцип ее консервативности.
Глава XV
ЛЁСС И МЕРЗЛОТА
РОЛЬ ПРОЦЕССОВ МОРОЗНОГО ВЫВЕТРИВАНИЯ
В ОБРАЗОВАНИИ ЛЕССОВОЙ ФРАКЦИИ
(0,01—0,05 мм)
Некоторые исследователи пытались объяснить своеобразный
гранулометрический состав лёсса (обилие в нем лёссовой фракции
0,01—0,05 мм) воздействием сил механического выветривания. Главной
силой в этом процессе справедливо считается деятельность замерзаю-
щей воды.
Впервые значение морозного выветривания для происхождения лёс-
са указал в 1882—1883 гг. С, Вуд (Wood, 1882а, в, 1883). По мнению
этого исследователя, лёсс образовался за пределами развития ледников
в районах распространения вечной мерзлоты при сезонном оттаивании,
оползании и оплывании верхних слоев почвы. При смещении материал
накапливался во впадинах. Таким путем мог образовываться суглинок с
угловатыми обломками, наземными раковинами и остатками млекопи-
тающих, который С. Вуд и считает лёссом. По мнению С. Вуда, подоб-
ное происхождение имеет европейский и североамериканский лёсс, но
это не распространяется на лёсс Китая ввиду его колоссальной мощно-
сти. С. Вуд не рассмотрел все свойства лёсса с достаточной обстоятель-
ностью. Поэтому его гипотеза не показалась убедительной его совре-
менникам.
Например, X. Хауорс (Howorth, 1883) был удивлен, читая работу
С. Вуда, поскольку гипотеза последнего не объясняет карбонатность
лёсса, его капиллярную текстуру и остатки организмов в лёссе, не свиде-
тельствующие о суровых арктических условиях. По словам X. Хауорса,
гипотеза С. Вуда применима лишь к некоему гипотетическому лёссу,
л отнюдь не к настоящему.
Г. Бескоу (Beskow, 1930), Ф. Деверс и А. Дюккер (Ducker, 1937)
показали влияние процессов морозного выветривания на гранулометри-
ческий состав мелкозема. Этим было начато изучение роли процессов
морозного выветривания в происхождении лёсса. Г. Бескоу отметил,
что в структурных и солифлюкционных почвах Лапландии происходит
накопление фракций 0,02—0,2 мм. По мнению этого исследователя, ин-
тенсивность морозного растрескивания частичек убывает по мере их
растрескивания в связи со снижением точки замерзания воды в тонких
пленках, образующихся в наиболее мелких трещинах. В условиях, когда
более крупные частицы, пронизанные относительно крупными трещин-
ками, разламываются под влиянием замерзающей воды, мелкие части-
цы, пронизанные более мелкими и тонкими трещинками, могут оставать-
ся недоступными процессам выветривания, так как заключают неза-
мерзающую при данной температуре воду.
К тем же выводам пришел А. Дюккер (Ducker, 1937) при изучении
структурных почв в Исполиновых горах. Здесь мелкозем внутри камен-
ных колец заключает до 50% фракций, диаметром 0,1—0,02 мм. По мне-
231
нию А. Дюккера, обилие фракций 0,1—0,01 мм является своего рода
«руководящим ископаемым» для установления интенсивного морозного
выветривания. А. Дюккер отмечает, что подобный гранулометрический
состав мелкозема является характерным для отложений перигляциаль-
ной зоны древнего оледенения — эоловых песков, лёсса и криоконита.
Для всех этих пород гранулометрическая кривая имеет максимум в ин-
тервале 0,1—0,01 мм. Однако в мелкоземе структурных почв, в пе-
ригляциальных эоловых песках и криоконите фракции 0,1—0,05 мм сме-
шаны с почти равным количеством фракций 0,05—0,01 мм, тогда как
лёсс состоит главным образом из фракций 0,01—0,05 мм. Отступание
на второй план фракции 0,05—0,1 мм в лёссе может образовываться,
по мнению А. Дюккера, при ветровом перемещении материала. Лёсс не
является продуктом развевания невыветрившихся ледниковых отложе-
ний, а по большей части может рассматриваться как материал развева-
ния перигляциальных морозных почв. А. Дюккер заключает, что без
перигляциального климата, промерзания почвы и морозного растрески-
вания нет образования лёсса.
За последние годы Н. А. Цытович (1945, 1947) разрабатывает тео-
рию равновесного состояния воды в мерзлых грунтах. Согласно этой
теории, «в любом мерзлом грунте при любой его отрицательной темпе-
ратуре в природных условиях всегда содержится некоторое, хотя бы и
весьма незначительное, количество воды в жидкой фазе, находящееся
в равновесном состоянии с величиной внешних воздействий и количест-
венно изменяющееся с изменениями последних» (Цытович, 1945, стр. 497).
Учитывая, что частицы грунта окружены токной пленкой жидкой воды,
незамерзающей даже при очень низких температурах, Н. А. Цытович
высказал предположение о существовании некоторого предела механи-
ческого разрушения частиц. Разрушающиеся частицы, достигнув опре-
деленного малого диаметра и будучи окутаны пленкой незамерзающей
воды, делаются в дальнейшем мало чувствительными к колебаниям
температуры, и процесс дезинтеграции практически останавливается
(Цытович, 1947). К сходным выводам приходят И. И. Трофимов (1953)
и автор этих строк (Кригер, 1957).
Г. П. Мазуров (1953, 1962), изучавший физико-механические свой-
ства ледниковых отложений в Европейской части СССР, также предпо-
лагает наличие предела физической дезинтеграции частиц. По его дан-
ным, на этой территории в покровных образованиях наблюдается повы-
шение количества пылеватых фракций по мере продвижения на север.
В связи с этим он делает вывод, что «диаметр фракции 0,002 мм, види-
мо, есть предел механического измельчения скелетных частиц при пре-
обладании физического и механического выветривания над выветрива-
нием химическим».
Е. М. Сергеев и А. В. Минервин (I960) приводят результаты инте-
ресных опытов по искусственному морозному выветриванию морены и
озерно-ледникового суглинка. Два образца после 60-кратного замерза-
ния при температуре —30° и оттаивании с последующим нагреванием до
температуры +30° показали увеличение количества частиц 0,01—0,05 мм
на 2,5—4,9%, соответственно уменьшение количества частиц >0,1 мм
на 4,5—5,0% и неизменность количества частиц <0,01 мм.
Таким образом, есть серьезные основания считать, что в результате
процессов морозного выветривания происходит накопление лёссовой
фракции в мелкоземе. Однако нет никаких данных о том, что в резуль-
тате этого процесса может образовываться мощная толща однородного
лёсса, хотя едва ли можно сомневаться, что этим путем могут возникать
лёссовидные суглинки. Может быть, в результате солифлюкционного
переотложения этих пород образуется «солифлюкционный лёсс» фран-
цузских (Tricart, 1956) и польских (Dylik, 1952) геологов.
232
Я. Дылик описывает в Польше лёссовидные отложения небольшой
мощности (0,6—1 ж), выполняющие карманы, образованные криотурба-
цией. В горизонтальной проекции эти карманы представляют собой по-
лигоны, свойственные тундровым почвам. Такие лёссовидные отложе-
ния являются результатом морозного выветривания; в них Я. Дылик
описывает также эологлиптолиты (обработанные ветром камни) и дела-
ет вывод о напряженности ветровых явлений в перигляциальных усло-
виях. Ветры могли способствовать выносу и переотложению пылевого
материала. В других случаях лёссовидные отложения залегают непре-
рывным покровом на склоне, причем мощность их вниз по склону уве-
личивается. Эти образования Я. Дылик рассматривает как переотло-
женные солифлюкционным путем.
Следы перигляциальных явлений часто наблюдаются в толщах лёс-
совых пород и приурочены большей частью к отдельным горизонтам.
Эти следы наблюдаются часто выше ископаемых почв, которым припи-
сывают межледниковый или межстадиальный возраст. В связи с этим
было высказано мнение (Zebera, 1949; Jahn, 1950; Pelisek, 1953), что
перигляциальные явления имели место преимущественно при наступа-
нии ледников или в максимум их развития, тогда как лёссообразование
происходило преимущественно в фазу максимального развития ледни-
ковых явлений и при отступании ледников. Эта гипотеза не является
достаточно обоснованной. Более того, наличие отдельных прослоев со
следами мерзлотных процессов еще нельзя истолковывать как надеж-
ное доказательство образования лёсса в перигляциальных условиях.
ЗОНАЛЬНОСТЬ ЛЁССА РУДНОГО АЛТАЯ
Представляет интерес соседство областей развития лёсса с
областями развития резко выраженных перигляциальных явлений. На-
пример, в горной части Рудного Алтая (Кригер, Чумаков, Терехина,
1960) следы ископаемых и субфоссильных перигляциальных явлений
развиты в виде каменных морей, каменных потоков и гольцовых террас.
Гипсометрически ниже их располагается территория развития лёсса.
В распространении этих пород наблюдается некоторая зональность.
Лёсс здесь поднимается до высот 800—1000 м над ур. м.
В равнинной части Рудного Алтая лёсс развит как в долинах, так
и на водоразделах. В горной части он залегает плащом по склонам и
принимает участие в сложении речных террас. В равнинной части Руд-
ного Алтая мощность его обычно не превышает 20—30 ж, а в горной —
10—15 м. Однако как в горной, так и в равнинной частях Рудного Алтая
в местах глубоких депрессий в палеозойском основании мощность лёсса
возрастает до 50—70 м. В, равнинной части Рудного Алтая встречается
как палево-желтый неслоистый известковистый лёсс с вертикальными
канальцами, так и тонкослоистые лёссовидные суглинки. У с. Глубокого
наблюдались прослои (мощностью 0,1—0,5 м) тонкослоистого лёссо-
видного суглинка в мощном неслоистом лёссе. В ряде случаев тонкосло-
истый лёссовидный суглинок является горизонтально-плитчатым со сле-
дами трещин усыхания на поверхности плиток, местами с горизонталь-
ными вереницами замкнутых макропор (диаметром 1 мм) сфероидаль-
ной формы. Эти свойства, напоминающие свойства такырных образова-
ний, а также наличие в лёссе на равнине кристаллов гипса указывают
на аридные степные (и, может быть, даже полупустынные) условия об-
разования этих пород в описываемых горизонтах. С допущением степ-
ных или лесостепных условий отложения лёсса согласуются найденные в
лёссе у с. Глубокого на глубине 10 м остатки суслика, близкого к Citel-
lus erythrogenus (определение И. М. Громова). С другой стороны, фау-
на моллюсков и позвоночных из лёсса среднего течения р. Убы, верховья
233
р. Алей и среднего течения р. Чарыш не противоречит представлению о
сравнительно холодных климатических условиях времени отложения
этих пород (Розен, 1956).
Местами в равнинной части Рудного Алтая и в соседних частях За-
падно-Сибирской низменности наблюдаются следы ископаемых мерз-
лотных явлений (Москвитин, 1953; Кригер, Чумаков, Терехина, 1960).
Однако они, по-видимому, не распространяются на все время формиро-
вания лёсса.
По мере поднятия вверх по склонам гор в толще лёсса исчезает за-
гипсованность и следы такырообразования, появляются ископаемые
почвы с многочисленными норками червей (район Зыряновска, абс. высо-
та около 400 ти). Еще выше ископаемые почвы оказываются хуже выра-
женными, а лёсс местами содержит редкие щебенчатые прослои (район
Лениногорска, абс. высота около 800—900 и). По окраинам Лениногор-
ской котловины переслаивание лёссовидных и щебенчато-глыбовых об-
разований является очень характерным. За пределами распространения
лёссовидных пород здесь располагаются субфоссильные глыбовые нагро-
мождения, связанные с процессами морозного выветривания.
Таким образом, в Рудном Алтае с увеличением высоты усиливаются
признаки былого проявления сурового климата в лёссе и лёссовидных
породах. Заслуживает внимания тот факт, что микроагрегатный грану-
лометрический состав лёсса при этом не подвергается заметным изме-
нениям. Медианные диаметры, подсчитанные по средним значениям
гранулометрического состава, составляют для окрестностей г. Ленино-
горска 0,020, г. Зыряновска — 0,020, г. Усть-Каменогорска — 0,023. Сле-
довательно, микроагрегатный гранулометрический состав лёсса всюду
в Рудном Алтае очень однороден. Отсутствие закономерного изменения
,медианного диаметра по мере спуска с гор или по мере удаления от воз-
можных источников пылеватого материала (горы, долина Иртыша) по-
зволяет предположить, что материал лёсса доставлялся не из одного
источника и что всюду на описываемой территории господствовали ус-
ловия, способствовавшие накоплению лёссовых фракций*(0,01—0,05 мм)
в породе.
ПРИЗНАКИ ПЕРИГЛЯЦИАЛЬНОЙ ЗОНЫ
Для дальнейшего освещения вопроса о связи лёсса с мерз-
лотными процессами следует рассмотреть признаки перигляциальной
зоны и мерзлотных процессов, свойственных этой зоне.
Обычно в последние годы перигляциальной зоной называют область
особого литогенеза, связанного с развитием многолетней мерзлоты или
вообще с холодным климатом, позволяющим проявляться в почве мо-
розным процессам (Цейнер, 1963; Попов А., 1960; Равский, 1960). Иног-
да эту зону считают простирающейся от границы ледникового покрова
до границы распространения леса (Jahn, 1956). Природа перигляци-
альной зоны в плейстоцене отличалась от природы современной тундры
(Лаврушин, 1962). Иногда высказывают сомнения в целесообразности
термина «перигляциальная зона», поскольку он является неопределен-
ным (Флинт, 1963; Lliboutry, 1957; Brochu, 1960; Capallo, 1962). В со-
временной литературе ископаемыми перигляциальными явлениями
обычно называют клинья, структурные почвы, инволюции и каменные
моря, которым приписывают мерзлотное происхождение. Ниже я буду
условно использовать термин «перигляциальный» в смысле «связанный
с многолетней мерзлотой».
Для диагностики ископаемых мерзлотных явлений большое значение
имеет их сравнение с современными. К сожалению, ископаемые пери<
234
гляциальные явления до сих пор очень слабо изучены. Главнейшие ис-
следования по этому вопросу принадлежат В. Зергелю (Soergel, 1936),
А. И. Москвитину (1940, 1947, 1948) и Я. Дылику (Dylik, 1955, 1956),
в работах которых имеется и библиография по данному вопросу.
Существуют возражения по поводу «перигляциального» происхожде-
ния морозных клиньев и инволюций. Б. Галицкий (Halicki, 1960) предо-
стерегал от возможности спутать морозные деформации слоев с «гид-
ропластическими» деформациями в породах, прежде бывших водона-
сыщенными. Мне думается, именно такую ошибку допускают Е. В. Ар-
тюшков (1963) и А. Г. Костяев (1962), объясняющие мерзлотные дефор-
мации . пород их «конвективной неустойчивостью». Работы этих авто-
ров очень интересны для познания «гидропластических» деформаций, но
не имеют отношения к мерзлотным деформациям, существование кото-
рых достаточно обосновано.
Другие исследователи отмечают, что мерзлотные деформации могут
возникать не только в условиях многолетней мерзлоты, но и при сезон-
ном промерзании почв. Следует также учитывать множество случаев
нарушения условий залегания таких поверхностных отложений, как вы-
званные усадкой и набуханием глинистых минералов, различного вида
оползаниями пород, деятельностью организмов, перемещением в поро-
де воды и газа, ростом кристаллов, сейсмическими толчками (Hole,
1961) и т. д. Многие из этих явлений до сих пор почти не изучены, хотя
на протяжении геологического времени их влияние могло быть значи-
тельным.
Г. И. Горецкий (1963) описывает в лёссе и ископаемых почвах тре-
щины усыхания, некоторые из них напоминают морозные трещины.
Среди клиновидных образований, наряду с настоящими псевдомор-
фозами по «ледяным клиньям» (Soergel, 1927; Gallwitz, 1949; Москви-
тин, 1940а, 1947, 1948), встречаются «грунтовые жилы» (Данилова,
1956), которые не требуют условий многолетней мерзлоты и могут обра-
зовываться при наличии сезонного промерзания грунтов. Эти две группы
образований должны различаться геометрией в плане, размерами, при-
уроченностью к определенным геоморфологическим условиям и т. д.
Э. Аккерман (Ackermann, 1955) посвятил специальное исследование
выявлениям различий солифлюкционных явлений ледникового и пост-
ледникового времени в Центральной Европе, Он устанавливает соли-
флюкцию морозную и акклиматическую (в ретских мергелях). Криотур-
бационные структуры (карманы, каменная сетка и каменные полосы)
имеются в плейстоценовых, но отсутствуют в более поздних солифлюкци-
онных отложениях. Щебень в плейстоценовых солифлюкционных отло-
жениях располагается в соответствии с характером криотурбационных
структур, в частности длинными осями косо вверх; в голоценовых соли-
флюкционных отложениях длинные оси щебенчатых включений часто
располагаются параллельно склону. Солифлюкционные отложения зале-
гают на склонах, имеющих следующую крутизну: плейстоценовые 3—2°,
древнеголоценовые 9—6°, новоголоценовые 15—9°, современные 18—22°.
Длина потоков для этих групп отложений составляет соответственно:
1100, 350, 300 и 185 м. По-видимому, более молодые солифлюкционные
отложения в период оплывания имели меньшую влажность, чем более
древние.
Можно найти указания на распространение некоторых структурных
почв (Уошберн, 1958; Petranek, 1953; Dylikowa, 1956) иногда далеко за
пределами «перигляциальной» зоны. А. Г. Доскач (1962) описывает под
названием «псевдоперигляциальных явлений» деформации почвы, напо-
минающие мерзлотные, но не связанные с мерзлым грунтом. Нельзя
также забывать опыт инженеров-строителей, которым давно известны
деформации грунта при сезонном промерзании, влияющие на устойчи-
235
вость фундаментов сооружений; накапливаясь с течением времени, эти
деформации могут достигать значительных размеров. Однако в совре-
менных почвах они слабо заметны, поскольку скрадываются почвообра-
зовательным процессом.
Цитируемые наблюдения различных исследователей заставляют с
большой осторожностью относиться к вопросу констатации перигляци-
альных условий по наблюдениям за мерзлотными нарушениями пород.
Крупные мерзлотные трещины должны служить признаками перигля-
циальных условий, но, вообще говоря, вопрос о различии деформаций
в условиях многолетней и сезонной мерзлоты изучен очень слабо. Во
многих случаях явления, рассматриваемые как «перигляциальные», мо-
гут быть связаны с сезонной мерзлотой.
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЛЕДОВ
ИСКОПАЕМЫХ МЕРЗЛОТНЫХ ПРОЦЕССОВ
Ниже рассматривается распространение преимущественно
верхнеплейстоценовых мерзлотных структур, хотя отличить их от более
древних и более молодых структур нередко бывает трудно.
На Британских островах (Fitz Patrick, 1956; Те Punga, 1956; Gallo-
way, 1960; Waters, 1962) развиты ископаемые и субфоссильные явления
криотурбации, каменные полигоны, каменные полосы, морозные клинья,
солифлюкционные отложения, осыпи (их перигляциальное происхожде-
ние доказывается, по мнению английских исследователей, уменьшением
размера обломков вниз по склону, по мере смещения материала), на-
горные (эльтипланационные) террасы и обработанные ветром камни.
Хорошо изучены мерзлотные образования во Франции. Главнейшие
исследования принадлежат здесь А. Кайе (Cailleux, 1936), Ж. Трикару
(Tricart, 1956) и др. Полярные экспедиции, исследовавшие современные
перигляциальные явления в Гренландии и Исландии, дали богатый ма-
териал для истолкования наблюдающихся во Франций ископаемых сле-
дов криотурбаций. На территории Франции проведена большая работа
по учету и картированию следов перигляциальных явлений. Здесь впер-
вые описаны ритмично-слоистые отложения (eboulis ordonnes, grezes
litees), отличающиеся от обычных гравитационных осыпей слоистостью,
наличием прослоев тонкозернистого материала и залеганием на пологих
(до 10° и менее) склонах. Эти образования возникают при чередовании
скольжения грубого материала по мерзлой почве при оттепелях и на-
плывании тонкозернистого солифлюкционного материала. Они не свя-
заны с очень низкими температурами, распространены в средиземно-
морской зоне Франции и местами спускаются до уровня моря. Исследо-
вание морозных явлений привело французских геологов к коренному
пересмотру взглядов на речные террасы Франции. В частности, было
введено понятие о флювиоперигляциальных террасах (Ters, 1955), сло-
женных солифлюкционным материалом. По-видимому, Францию следу-
ет рассматривать как окраинную часть ископаемой перигляциальной
зоны.
В Бельгии и Нидерландах (Maarleveld, 1956; Marechai, 1956; Маге-
chal et Maarleveld, 1955; Leckwijck, 1960; Бурк и др., 1959) описано рас-
пространение криотурбаций, обработанных ветром камней и сухих
долин.
В ГДР и ФРГ ископаемые морозные явления нередко очень ярко выра-
жены. Здесь известны морозные клинья, структурные и полигональные
почвы, явления солифлюкции (Рихтер, 1955; Krekeler, 1929; Soergel,
1936; Ackermann, 1954; Hempel, 1955).
В Швейцарии, поздно освободившейся от мощных альпийских лед-
ников, имеются лишь следы современных и геологически молодых мо-
236
розных явлений (Furrer, 1956). Ископаемые морозные явления описаны
на южной окраине Альп, в Апеннинах и даже на территории прилега-
ющих равнин (Nangeroni, 1960, 1962).
За последние годы эти явления достаточно подробно изучены в
Польше (Ruble, 1961), особенно благодаря исследованиям Я. Дылика
(Dylik, 1952, 1952а, в, 1954а, 1956, 1961). Опубликована карта распро-
странения перигляциальных явлений. В Польше описаны явления инво-
люции, солифлюкции, клиновидные трещины (длиной от 0,5 до 6,5 я),
эологлиптолиты, сухие долины и пр. На территории Польши выделено
шесть областей, различающихся характером перигляциального геомор-
фогенеза. По мнению Я. Дылика, с севера на юг прослеживаются обла-
сти: 1) ледникового рельефа (в основном померанская стадия оледене-
ния) со слабо развитыми и прерывистыми следами перигляциальных
явлений; 2) ледникового рельефа (в основном до границы балтийского
оледенения) с пеоигляциальной обработкой форм рельефа; 3) перигля-
циального денудационного рельефа, развившегося на аккумулятивном
ледниковом рельефе; 4) перигляциального рельефа, совмещенного с до-
плейстоценовым денудационным рельефом (Люблинское плато, Келец-
кие высоты); здесь ледниковые отложения на водоразделах почти унич-
тожены, перигляциальные явления развиты в нескольких ярусах; 5) ин-
тенсивной перигляциальной перестройки доплейстоценового рельефа,
приуроченные к горным сооружениям (Карпаты, Исполиновы горы, Су-
деты) .
В четвертой из этих областей мерзлотные явления развиты слабее,
чем в остальных. Для большей части Польши Я- Дылик показал, что
отложения и формы рельефа, называемые им перигляциальными, фор-
мировались в условиях холодного приледникового климата.
Следы ископаемых морозных явлений хорошо известны в Чехослова-
кии (Kunsky, 1944; Kunsky a Loucek, 1956; Pelisek, 1953; Sekyra, 1961a, в;
Zaruba-Pfeffermann, 1944; Zebera, 1943; Шенгальс, 1955) и даже в Венг-
рии, Например, Э. Садецки-Кардош (Szadeczky-Kardos, 1936) рассмат-
ривает галечниковые карманы в лёссе в окрестностях Будапешта и Вен-
ского бассейна (на высотах до 100—350 м над ур. м.) как следы струк-
турных почв. Следы солифлюкционных явлений в лёссе Венгрии за
последнее время .отмечает К- Жебера (Zebera, 1955). И. Керекес (Кеге-
kes, 1948) описывает в Венгрии каменные моря, солифлюкционные отло-
жения и следы интенсивной дефляции. Вероятно, в Венгрии отсутствуют
столь резко выраженные следы мерзлотных явлений, как в Польше,
ГДР и ФРГ.
В Румынии следы ископаемых мерзлотных явлений отмечены в горах.
Кроме того, на равнине в окрестностях Бухареста наблюдались клино-
видные образования и складчатость типа инволюции; для доказательст-
ва морозного происхождения этих деформаций, по мнению А. Яна
(Jahn, 1955), требуются дополнительные исследования. В Болгарии со-
лифлюкционные явления, каменные россыпи и морозная сортировка из-
вестны на высотах более 2600 м (Maruszczak, 1960), и можно думать,
что в плейстоцене область их распространения спускалась значительно
ниже.
В Европейской части СССР ископаемые морозные явления извест-
ны главным образом по работам А. И. Москвитина (1940, 1940а, 1947,
1948, 1958, 1962, 1963). «Ледяные» клинья, структурные почвы, криотур-
бация и солифлюкция описаны им в Калининской области, на р. Каме,
под Москвой, на р. Оке, в Белоруссии, на Украине. Морозные явления
описаны также в Поволжье в нижнеплейстоценовых отложениях (Мо-
сквитин, 1959). По данным А. И. Москвитина, в некоторые моменты чет-
вертичного периода ширина перигляциальной зоны достигала 600 км
и более.
237
На широкое развитие перигляциальных отложений в Европейской
части СССР указал Г. И. Горецкий (1958). По его мнению, в перигля-
циальных осадках нет того закономерного сочетания фаций, которое
свойственно современному аллювию. Для них характерны горизонталь-
ная, волнисто-горизонтальная или так называемая плетенчатая слоис-
тость, облекающее залегание на различных элементах рельефа без зна-
чительного эрозионного воздействия на них, переслаивание тонких слоев
песков и супесей, наличие прослоев с солифлюкционной брекчиёво-конг-
ломератовой текстурой. По мнению Ю. А. Лаврушина (1963), несмотря
на большое разнообразие аллювия субарктического пояса и перигляци-
альных областей, строение его напоминает схему аллювия равнинных
рек умеренного пояса. Однако, если не качественные, то количественные
различия в соотношении фаций в этих двух случаях, вероятно, могут
1 быть установлены. Характерно обилие мощных повторно-жильных льдов
в аллювии субарктического пояса и перигляциальных районов.
Можно говорить о зональности ископаемых мерзлотных явлений на
Русской равнине. Наиболее ярко эти явления выражены в гляциальной
зоне и ближайших к ней частях перигляциальной полосы. В более юж-
ных частях Русской равнины перигляциальный и субарктический тип
литогенеза в долинах, вероятно, существовал одновременно со степным
типом литогенеза на водоразделах, где происходило образование лёсса.
Следы мерзлотных явлений на юге Русской равнины отмечались многи-
ми исследователями (Васильев, 1961; Величко, 1961а, б; Виленкин, Ре-
мизов, 1961; Москвитин, 1950, 1962, 1963; Ремизов, 1961; Ремизов, Кова-
лев, 1963; Рябченков, 1959). По-видимому, наиболее южные из этих яв-
лений, столь удаленные от края ледника, связаны с сезонным промерза-
нием почвы.
На Урале мерзлотные явления выражены прежде всего в виде ка-
менных морей, каменных рек (Александров, 1948) и нагорных террас
(Боч, Краснов, 1946). По данным С. Г. Боча и И. И. Краснова, эти об-
разования широко распространены южнее границы древнего оледене-
ния (58° с. ш.) и менее развиты на его территории. ВвидУ развития мо-
лодых мерзлотных явлений следы древнего оледенения на Северном
Урале сохранились сравнительно слабо.
В северной части Азии следы древних мерзлотных явлений широко
развиты и представлены главным образом каменными морями и куру--
мами, нагорными террасами, слоями ископаемых льдов, глубоко про-
никающей многолетней мерзлотой и т. д. (Качурин, 1961). Более сомни-
тельным признаком являются некоторые впадины, иногда напоминаю-
щие современные якутские термокарстовые аласы (Качурин, 1947).
В свое время В. Ф. Тумель (1946) предложил картину распространения
древней постоянной мерзлоты, показав большую часть СССР в зоне раз-
вития следов ископаемых и субфоссильных перигляциальных явлений.
Более новые карты распространения плейстоценовых мерзлотных явле-
ний предложил А. И. Попов (Popov, 1960; Попов, Костяев, 1962).
За последние годы установлено, что в Сибири имеются следы мерз-
лоты в отложениях разных эпох плейстоцена (Алексеев и др., 1962; Бау-
лин, 1962; Втюрин, 1964; Данилова, 1964; Равский, 1961). Здесь следы
ископаемой мерзлоты сопровождаются находками холодолюбивой фло-
ры (Гитерман, 1963), а также в значительной мере вымершей фауны;
которая не противоречит допущению холодного климата (Вангенгейм,
1961). Для Средней Азии имеются лишь отрывочные данные об ископае-
мых мерзлотных явлениях. Они наблюдаются в Тянь-Шане и на Памире,)
преимущественно в высокогорных и среднегорных районах.
Ископаемые мерзлотные явления в горах Средней Азии специально-
му изучению почти не подвергались. Между тем здесь имеются призна-
ки более широкого, чем ныне, развития плейстоценовых ледников
23 8
(Герасимов и Марков, 1939; Попов, 1953а), что позволяет уже a priori
допустить широкое развитие плейстоценовой перигляциальной зоны. Лед-
ники Памира спускались до высоты 2500 м, а ледники Тянь-Шаня —
даже до 1800 м.
Опубликованные в литературе отрывочные данные подтверждают
предположение о широком развитии плейстоценовых перигляциальных
явлений. К. К. Марков (1946) описывает мореноподобные солифлюкци-
онные накопления на Памире и в Заилийском Алатау. В горах Средней
Азии отмечены следы массовых движений покровных образований, тре-
бующие для своего объяснения иных, отличных от современных кли-
матических условий. Таковы грандиозные троговые оползни и осыпи,
имеющие глетчерообразную форму и уклон поверхности иногда лишь
до 6° (Шульц, 1947; Иверонова, 1950). Аналогичные явления в древне-
четвертичных отложениях Южной Ферганы иногда связывают с подня-
тием хр. Катрантау, не привлекая гипотезу климатического изменения
(Резвой, 1957).
Пока не решенным остается вопрос о нижней границе распростра-
нения плейстоценовых мерзлотных явлений в Средней Азии. В лёссе
близ города Кентау (Каратауские горы в Южном Казахстане) были от-
мечены (Кригер, Москалев, Беккерман, 1961) на высоте 400 м гальки
с вертикально ориентированными длинными осями, будто выдавленные
из нижележащего галечникового слоя. Это явление, может быть, надо
объяснить сезонным промерзанием почвы. В Северном Прибалхашье
(Кригер, Копылова, 1964) в элювии наблюдались плейстоценовые
клинья, связанные с усадкой пород при высыхании и расширенные про-
мерзанием в условиях, вероятно, более холодных, чем имеющиеся в
этой местности в настоящее время.
Б. А. Федорович (1962) описывает ископаемые морозные явления
в степях и пустынях Средней и Центральной Азии и приходит к выво-
ду, что псевдоморфозы по повторно-жильным льдам развиты в Павло-
дарской области северной части Казахстана, в Северной Джунгарии и
на южной окраине Ордоса. Наряду с этим, Б. А. Федорович выделяет
следы сезонного промерзания пород.
На Кавказе плейстоценовые мерзлотные процессы выражаются в
распространении нивально-солифлюкционных явлений и каменных рос-
сыпей (Маруашвили, 1960; Щербакова, 1960). Депрессия снеговой гра-
ницы в эпоху последнего оледенения оценивается различными исследо-
вателями от 600—800 до 1200—1300 м; снижение границы перигляци-
альных явлений в это время, вероятно, определялось цифрами, близки-
ми к указанным.
По наблюдениям автора, у сел. Новый Ларс (Военно-Грузинская
дорога) щебенчатые образования мощностью более 20 м, ныне непо-
движные и сцементированные мелкоземом, спускаются вдоль лощин с
высоты около 3000 до 1100 м над ур. м.; эти образования привязаны к
уровню 20-метровой плейстоценовой террасы р. Терек и срезаются высо-
кой пойменной террасой, ныне незаливаемой. Еще более мощно развиты
щебенчатые отложения выше по долине Терека, в окрестностях сел. Каз-
бек (Казибеги). Здесь они образуют мощный конус выноса балок Куро
и Карани и достигают мощности до 200 м и, возможно, больше (по дан-
ным бурения и электроразведки). Вообще говоря, плейстоценовые пе-
ригляциальные образования имеют на Кавказе широкое распростране-
ние, но они обычно не отделяются от других генетических типов отло-
жений.
На Ближнем Востоке, на территории Анатолии и Ирана (Butzer,
1958; Dresch, I960; Кригер, 1962а), не только современное, но и плейсто-
ценовое оледенение не достигало больших размеров. Депрессия снего-
239
вой линии в плейстоцене составляла 600—800 м. Соответственно снижа-
лась и зона мерзлотных явлений. Структурные почвы и нагорные тер-
расы спускались до высоты 2000—2400 м.
На развитие перигляциальных отложений в Китае недавно было ука-
зано Ян-Хуай-шенем и Ян-Сянь-жанем (1957; 1958; см. также Kozarski,
I960), в нижнем течении Янцзы. Широкое распространение этих явлений
согласуется с наличием здесь следов древнего оледенения (Казакова,
1955; Ли Сы-гуан, 1951). Не исключено, что некоторые факты, принимае-
мые за доказательства древних оледенений, следует рассматривать как
свидетельства перигляциальных явлений.
В Японии описаны (Kobayashi, 1956) полигональные почвы, камен-
ные моря, каменные потоки, нагорные террасы. Эти образования спу-
скаются до абсолютных отметок в 1900 м, а в Северной Японии — даже
до 350 м. Здесь не всегда хорошо различаются современные и древние
перигляциальные формы.
В Австралии изучение перигляциальных явлений начато лишь недав-
но (Jennings, 1956). Кроме современных явлений, описанных в горных
районах, здесь известны древние каменные моря и каменные потоки
(Тасмания). В Новой Зеландии ископаемые перигляциальные явления
развиты главным образом в районе Веллингтона. Следы перигляциаль-
ных явлений в Новой Зеландии значительно больше изменены речной
эрозией, чем в Европе. Г. Мортенсен (Mortensen, 1959) объясняет это го-
довым распределением атмосферных осадков: в Европе максимум па-
дает на летние месяцы (когда эрозионная деятельность задерживается
растительностью), в Новой Зеландии — на зимние.
В Африке (Кригер, 1962а) мерзлотные явления наиболее подробно
изучены в Марокко (Mensching, 1955; Raynal, 1955). Здесь по мере при-
ближения к океанскому и средиземноморскому побережьям наблюдает-
ся снижение современной и древней снеговых границ. В плейстоценовое
время снеговая граница в Атласских горах опускалась до высоты 2200 -
3500 ж, а граница мерзлотных явлений — до высоты 800—2000 м. В Ка-
биле и Оресе (Северный Алжир) плейстоценовые мерзлотные явления
опускались до отметки 1400 м (Beaujeu-Garnier, 1955).
В Ахаггарских горах, почти в центре .Сахары, И. Бюдель (Budel,
1952) обнаружил субфоссильные полигональные почвы (каменные коль-
ца диаметром 30—60 см), спускающиеся до абсолютной высоты 1500 м.
Здесь зона морозных щебней непосредственно переходит в зону пустын-
ных сахарских щебней.
В Северной Америке ископаемые мерзлотные явления описаны в Ка-
наде (Brochu, 1956) и особенно в США (Sharp, 1942; Horberg, 1949;
Schafer, 1949; Wolfe, 1953; Henderson, 1956; Frye, Willman, 1958; Brunn-
schweiler, 1962; Стремяков, 1963). Эти явления выражены мерзлотными
клиньями, инволюциями, каменными морями и потоками, а также ори-
ентированными озерами.
В Южной Америке ископаемые мерзлотные явления остаются слабо
изученными (Czajka, 1955). В Патагонии, между Педро-Буэна и Лаго-
Сан-Мартин, у Санта-Крус и у Рио-Гальегос встречены ископаемые мо-
розные трещины. Современные и субфоссильные мерзлотные явления в
Андах известны более широко (Czajka, 1955; Lliboutry, 1957).
Граница солифлюкционных явлений в плейстоцене спускалась ниже,
чем в современную эпоху. Южнее Мендосы эта граница протягивалась
на юго-восток и по крайней мере близ устья Рио-Негро (или даже еще
севернее) достигала линии современного берега океана.
Резюмируя сказанное, надо заключить, что мерзлотные явления в
плейстоцене имели очень широкое развитие в средних широтах. Вдоль
края древних ледников они распространялись в полосе шириной 500—
900 км, а местами (Сибирь) значительно больше. Менее ясно в настоя-
240
щее время распространение плейстоценовых мерзлотных явлений в эк-
ваториальных и тропических широтах. М. Брошю (Brochu, 19566) на
основании сводки литературных материалов пришел к выводу, что сне-
говая граница на этих широтах во время оледенений была значительно
ниже, чем в настоящее время. Все вершины, высота которых превосхо-
дит 3520 м, при наличии атмосферных осадков 1000—2000 мм/год (вы-
падающих преимущественно в зимнее время), вероятно, были заняты
ледниками, как ныне на экваторе занято ледниками большинство вер-
шин, высотой более 5000 м. Сравнение положения следов оледенений в
Джурджуре, Абиссинском плоскогорье и других местах привели М. Бро-
шю к выводу, что по мере приближения к экватору снеговая граница под-
нималась до 45 м на каждый градус широты. Гипсометрически ниже
зоны развития ледников располагалась зона развития перигляциальных
явлений, но ширину ее, по мнению М. Брошю, установить очень трудно
из-за крайне интенсивных процессов химического выветривания между
тропиками и экватором, а также из-за пышной растительности, маскиру-
ющей детали рельефа в этой зоне. Отдельные замечания,* сделанные
Р. Митчеллом (Mitchell, 1956—1957), не дают оснований вносить во
взгляды М. Брошю серьезные коррективы.
Необходимо, однако, иметь в виду, что многие признаки мерзлотных
явлений далеко не всегда свидетельствуют о суровых климатических ус-
ловиях арктического и субарктического климата; нередко они могут
быть объяснены допущением умеренного климата с сезонным промерза-
нием почвы. На рис. 8 показано распространение плейстоценовых мерз-
лотных явлений. Вероятно, простой случайностью оказывается, что гра-
ница этой площади приблизительно совпадает с современной границей
территории сезонного промерзания грунта. Поскольку область распро-
странения лёсса связана лишь с периферической частью территории рас-
пространения мерзлотных явлений, мне думается, можно сделать наибо-
лее вероятный вывод, что лёсс приурочен к окраинам перигляциальной
(субарктической) зоны и преимущественно к зоне умеренного климата.
К области с более ярко выраженными мерзлотными явлениями, связан-
ными со сплошной многодетной мерзлотой, приурочены лёссовидные
породы.
ВЛИЯНИЕ МЕРЗЛОТЫ НА ЛЕСС
Можно видеть, таким образом, что многолетняя мерзлота
способствует образованию лёссовых (0,01—0,05 мм) частиц, но образо-
вание мощного однородного лёсса с его специфической текстурой и про-
садочными свойствами в значительной мере происходит за пределами
ее распространения. Однако окраина перигляциальной зоны также яв-
ляется областью лёссообразования, и в связи с этим встают еще очень
мало изученные вопросы о влиянии мерзлоты и последующего оттаива-
ния на лёсс.
Как уже говорилось выше, просадочность лёсса показывает, что его
толща не промачивалась полностью с того времени, когда закончились
процессы седиментации. Это не исключает возможности промачивания
породы в данном горизонте до загрузки их вышележащей толщей отло-
жений (в соответствии с принципом Н. Я- Денисова).
Иногда наблюдаются случаи изменения структуры лёсса под влия-
нием существовавшей многолетней мерзлоты. Так, например, Ф. Вей-
денбах (Weidenbach, 1956) описывает листоватость породы, напомина-
ющую слоистость (прослойки толщиной 0,25—0,5 мм до 1 см и больше).
Правильнее называть такую породу лёссовидной, избегая применения
к ней термина лёсс, хотя до промерзания она, может быть, была настоя-
щим лёссом.
16 Н. И. Кригер 241
- -Вопрос о возможности сохранения текстуры и просадочных свойств
лёсса после его промерзания и последующей деградации многолетней
мерзлоты, требует специального изучения. В качестве материала для
дискуссии по этому вопросу следует указать на интересные пустоты в
слоистом лёссовидном суглинке близ г. Красноярска.
По мнению Н. М. Кухарева (1958, 1962, 1963),. эти пустоты образо-
вались в результате физико-химической суффозии. Двухъярусное нахож-
дение пустот Н. М. Кухарев объясняет бывшим положением уровня
грунтовых вод. Порода до глубины 7 м обладает, судя по компрессион-
ным испытаниям, просадочными свойствами. К сожалению, эти свойст-
ва были определены,, по-видимому, при . стандартной нагрузке 3 кг/см2
и не отражают реальных свойств этой породы.
Детальное изучение пустот у Красноярска произведено А. Я. Литви-
новым (1962, 1963). Его исследования с убедительностью показали, что
пустоты приурочены к.мерзлотным клиньям, располагающимся в толще
суглинков в трех горизонтах (на глубине 1—5; 5,5—9,0; 16—20 it). Вер-
тикальная длина клиньев около 3,0—3,5 м, диаметр воздушных поло-
стей колеблется от 0,2—0,3 до 0,5—0,7 м, редко достигая 1 м и больше.
Вблизи клиньев в суглинках отмечаются узкие зоны смятия и сдвигов.
Клинья верхнего горизонта в плане образуют полигональные решетки,
в соответствии с которыми находится полигональное размещение запа-
дин на поверхности земли. А. Я. Литвинов справедливо отмечает, что
«воздушные полости, остающиеся в массиве породы после вытаивания
ледяных жил, могут сохраниться только в том случае, если ни во время
вытаивания льда, ни после протаявшие отложения не переходили в теку-
чее состояние». По мнению А. Я. Литвинова, таяние повторно-жильных
льдов происходило в условиях теплого и сухого климата.
Мне думается, что поднятый А. Я. Литвиновым вопрос может найти
себе одно из двух решений: либо в данном случае имеют место карсто-
во-суффозионные явления, которые приурочивались преимущественно к
псевдоморфозам по повторно-жильным льдам, поскольку порода здесь
могла быть несколько более рыхлой, либо жильный лёд и многолетняя
мерзлота испарялись в условиях сухого климата.
Поскольку известно испарение снегового покрова и испарение под-
земных вод, вопрос об испарении подземного льда в сухом климате мо-
жет быть поставлен с достаточными основаниями. Этот процесс мог бы
объяснить парадоксальную приуроченность ископаемых мерзлотных
клиньев к такой недоуплотненной породе, как лёсс. Однако ввиду неизу-
ченное™ данного вопроса по этому поводу в настоящее время нельзя
сказать ничего определенного. Вопрос о сохранении текстуры и проса-
дочности лёсса, подвергшегося промерзанию, остается нерешенным. Из-
вестный свет могло бы пролить решение вопроса о происхождении пу-
стот в оттаявшем мерзлом грунте (Крицук, 1962).
Глава XVI
УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ ЛЁССА
ЗАЛЕГАНИЕ ЛЕССА
В РАЗЛИЧНЫХ ОРОГРАФИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ
Лёсс развит на равнинах, равнинных подножьях гор и в го-
рах. В последнем случае он развит на адырах, в котловинах внутри гор
и в горных долинах. Лёсс распространен в различных геоморфологиче-
ских условиях: на водоразделах, склонах долин, террасах, в балках,
в составе отложений конусов выноса.
Ниже рассматриваются типичные случаи различных условий зале-
гания лёсса.
Равнины. Примерами развития лёсса на равнинах являются лёссо-
вые пространства юга Русской равнины, бассейна Хуанхэ,' Большой
Венгерской низменности и т. д. Приуроченность некоторых из этих рав-
нин к бассейнам крупных рек иногда -приводила исследователей к пред-
положению об участии рек в образовании лёсса. Йапример, Л. Кадар
(Kadar, 1956) относит Дунайско-Тисский водораздел к молодой части
дунайского конуса выноса и, полемизируя с П. Криваном (Krivan,
1955), полагает, что лёссообразование легче и проще связать с историей
долины, чем параллелизовать с кривой Миланковича-Бачака. Л. Кадар
справедливо полагает, что не следует, подобно П. Кривану, каждое не-
большое изменение в разрезе у с. Пакш рассматривать как результат
климатического колебания, охватывавшего весь континент.
В равнинных районах ископаемые почвы в толще лёсса особенно хо-
рошо стратиграфически выражены на пологих склонах водоразделов и
иногда — на террасах речных долин. Очень часто мощность лёсса
до известной степени является показателем возраста поверхности, на ко-
торой лёсс залегает. Т. С. Кавеев (1954, 1958) на Дону и в бассейне
Маныча отмечает увеличение мощности лёсса на более высоких террасах.
Условия залегания лёсса иногда дают интересный материал для суж-
дения о его происхождении. Например, на высших точках Ергеней наб-
людается толща лёсса, мощностью до 68,5 л, подразделенная на ярусы
погребенными почвами и отделенная от нижележащих пород ископае-
мой почвой. Т. С. Кавеев (1954) связывает такое явление с эоловым про-
исхождением лёсса. Примером залегания лёсса на изолированных во-
доразделах является палеолитическая стоянка «Бугорок» в бассейне
Десны (Величко, 1961), а также плато, изолированное лукой р. Удай
(Москвитин, 1933).
Очень характерно для равнин Украины, Западной и Средней Европы,
бассейна Дуная и бассейна Миссисипи наличие в лёссе стратиграфиче-
ски выдержанных ископаемых почв, прослеживающихся на огромном
расстоянии (Москвитин, 1950, 1957; Brandther, 1954, 1956; Kukla, Lozek,
1961; Leighton, Willman, 1950), хотя корреляции, распространяемые на
многие тысячи километров (Valoch, Bordes, 1958) и на различные мате-
рики (Bordes, 1955), надо считать рискованными. Представления неко-
торых исследователей ископаемых почв (Веклич, 1961) об их стратигра-
16*
243
фической невыдержанности можно объяснить тем, что эти исследовате-
ли не выделяют типичный лёсс в общей группе лёссовых пород. Страти-
графическая выдержанность ископаемых почв согласуется с теорией
субаэрального происхождения лёсса, но ее трудно объяснить с точки
зрения аллювиальной, флювиогляциальной и почвенно-эпигенетической
гипотез.
Равнинные подножья гор. Развитие лёсса на равнинах у подножья
гор наблюдается в Средней Азии, на Кавказе, на Алтае и в других ме-
стах. Иногда это явление имеет место в соседстве с пустынями (напри-
мер, подножье Заилийского Алатау или Приташкентский район).
Рис. 49. Возможные интерпретации условий залегания лёсса в Средней Азии
1 — лёсс; 2 — г/.лечник; 3 — современный аллювий
Лёсс и лёссовидные породы у подножья западных цепей Тянь-Шаня
в окрестностях Ташкента за последние годы описаны Г. К. Мавляновым
(1953, 1958), Ю. А. Скворцовым (1953) и другими, исследователями.
Здесь эти породы принимают участие в сложении ташкентской, голод-
ностепской и сырдарьинской террас р. Чирчик. В составе ташкентской
террасы залегает лёсс, в составе двух других террас —преимуществен-
но лёссовидные породы, иногда аллювиального происхождения. В пред-
горной и горной частях долин бассейна Чирчика серия террас становит*
ся более сложной, появляются более высокие террасы. Мощность лёсса
в окрестностях Ташкента изменяется от немногих метров на террасах
до нескольких десятков метров (до 80 м и больше вместе с лёссовидны-
ми породами) на наиболее высоких террасах и водоразделах (Мавля-
нов, 1958). Близ ст. Вревская увеличение мощности лёссовой толщи по
мере удаления от р. Чирчик происходит наряду с погружением подлёс-
совой поверхности древнего аллювия. Г. А. Мавлянов справедливо свя-
зывает это с принадлежностью указанного аллювия к древнему конусу
выноса.
Ввиду однородности среднеазиатского лёсса (в том числе ташкент-
ского) его стратиграфическое расчленение чрезвычайно затруднительно.
Это осложняет и интерпретацию условий залегания лёсса. На рис. 49
даны возможные интерпретации (схемы А, Б, В и Г) характерного для
Средней Азии залегания лёсса и лёссовидных пород на древнеаллюви-
244
альных галечниках. Г. А. Мавлянов (1958) многие разрезы в своей кни-
ге интерпретировал по схемам А и Г. И. Г. Глухов (1961) при описании
лёсса Средней Азии пользовался преимущественно схемой А. Однако
эта схема пригодна лишь для описания лёссовидных отложений. Пример
такого понимания условий залегания лёссовидных отложений дан в
настоящей работе на рис. 4. Ниже описывается конус выноса Кара-Кия-
сай, подходящий под схему В. На Украине, где в лёссе хорошо развиты
ископаемые почвы, фактический материал хорошо согласуется с прин-
ципиальной схемой Б (хотя по большей части аллювий более древних
террас поднимается выше, чем более молодых). Вообще указанные че-
тыре схемы залегания лёсса и лёссовидных пород применимы не только
к условиям равнинных подножий гор, но и ко многим другим случаям.
На равнинных подножьях гор лёсс залегает в различных условиях:
на террасах (Мирчинк, 1929), в составе конусов выноса (например,
в устье Кара-К.ия-сая, близ Алмалыка), на поверхности конуса выноса
(например, близ Кентау) и т. д. Лёссовидные породы иногда залегают
в составе аллювия террас (например, на р. Талды, у подножья южнока-
захстанского Каратау; см. Кригер, Москалев, 1953а).
Адыры. Адырами, или прилавками, в Средней Азии называются не-
высокие (до 2000 м абсолютной высоты) предгорные ступени, в строе-
нии которых большое участие принимает лёсс. Лёссовые адыры разви-
ты вдоль гор Джунгарского Алатау, Заилийского Алатау, в хребтах Кир-
гизском, Чаткальском, Кураминском и т. д. Лёссовые адыры в большин-
стве случаев представлены двумя-тремя ступенями, высота которых ха-
рактеризуется выдержанностью на больших расстояниях.
Условия залегания лёсса в пределах адыров изучались нами наибо-
лее подробно на северном склоне Киргизского хребта, южнее с. Орловка
(см. в главе о гранулометрическом составе). Здесь лёсс залегает на
склонах, спускаясь к их подножью в виде мощных шлейфов, и на водо-
разделах, в том числе на некоторых изолированных вершинах.
НЕКОТОРЫЕ ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ЛЕССА
Ниже я остановлюсь на некоторых особенностях условий за-
легания лёсса, способствующих решению вопроса его генезиса.
Делювиальные плащи. Участие лёсса в строении мощных делювиаль-
ных плащей хорошо прослеживается в предгорных районах Средней
Азии. Здесь иногда лёсс нивелирует уступы террас и сильно утолщается
у их подножий, например, в бассейне р. Каратал в Джунгарском Алатау
(Кригер, Москалев, Беккерман, 1961, профиль на стр. 423). Изучение
условий залегания лёсса при помощи шурфов и скважин показывает,
что плащи лёсса иногда покрывают и очень молодые террасы. Такой
случай отмечался в долинах р. Баялдыр в южноказахстанском Каратау
(та же работа, профиль на стр. 424) и в бассейне р. Каратал (рис. 50).
Свойства этого лёсса весьма близки к свойствам водораздельных пород,
а отсутствие слоистости и каких-либо прослоев грубообломочного ма-
териала не дает оснований видеть здесь лёссовидные образования.
Отношение лёсса к конусам выноса. Для предгорных равнин харак-
терно переслаивание лёссовидных пород с аллювиальными отложения-
ми и продуктами выноса из различных долин. Характерный пример
можно видеть на левом склоне долины р. Ангрен.
Образование древних аллювиальных отложений долины р. Ангрен
началось еще в неогеновое время (Васильковский, 1941). Террасы доли-
ны р. Ангрен описывались несколькими исследователями (Васильков-
ский 1941; Вендланд, 1938; Скворцов, 1932). По моим наблюдениям,
здесь имеются террасы высотой 1 м (пойма), 3, 10, 20—30, 40 м и более.
245
м
1012
Рис. 50. Плащ делювиального лёсса, спускающийся на нижнюю надпойменную террасу р. Каратал
1 — современная почва; 2 — лёсс; 3 — галечник
Аллювий нижней надпойменной (II) террасы образует переуглубление
до 60 м ниже дна современной долины. Предположительно третично-
четвертичные глины местами залегают под аллювиальными галечника-
ми III надпойменной террасы (рис. 51). На левом склоне долины Анг-
рена Па терраса (10 jw) отсутствует. Террасы прикрыты толщей лёсса,
Рис. 51. Схема левого склона долины р. Ангрен в районе г. Алмалык
i — лёсс; 2 — галечник; 3 — бурые и серые глины: 4 — пески. Римскими цифрами
обозначены номера террас
мощность которого убывает на более низких геоморфологических уров-
нях. На нижней надпойменной террасе (высотой 3 ти) мощность покрова
лёссовидных пород составляет 0,2—0,5 м и лишь у подножья более вы-
сокой террасы местами достигает 2—3 м. В строении III террасы, имею-
щей высоту 20—30 м, лёссовые породы принимают значительное уча-
стие. На террасах высотой 40 м и более, являющихся эрозионными,
залегает покров лёсса, мощностью до 40 м. Этот покров скрывает
Рис. 52. Схематический разрез конуса выноса Кара-Кия-сая (Ш терраса Ангрена,
справа — адырный склон)
7 — лёсс; 2 галечник
первоначальный рельеф, что затрудняет изучение террас. Некоторый свет
на историю формирования долины Ангрен проливает изучение высоких
террас в боковых долинах притоков этой реки, где эти террасы иногда
хорошо выражены. Так, в долине Кара-Кия-сай наблюдались террасы
высотой 1,5, 12, 22, 60, 85—НО, 155 и 208 м (Кригер, 19536). Их соотно-
шение с террасами р. Ангрен точно не прослежено.
247
Рис. 53. Изолированная вершина, окутанная плащом лёсса, в долине речки Кашка (север-
ный склон Киргизского хребта у с. Орловка)
Большой интерес представляет III терраса Ангрена, высотой 20—
30 м. Поверхность ее наклонная, что связано с поступлением материала
со склонов и из долины Кара-Кия-сай. Эта долина привязана к указан-
ной террасе, точнее к остаткам древнего конуса выноса, упиравшегося
в ныне размытую террасу Ангрена. Конус выноса в центральной своей
части, где и в современную эпоху имеется периодически действующее
русло, сложен галечниками (рис. 52). По мере приближения к адырным
склонам галечники сменяются лёссом, причем на некотором протяже-
нии наблюдается переслаивание галечников и лёсса. Этот интересный
разрез позволяет считать, что лёсс здесь генетически не связан с кону-
сом выноса, поскольку из долины выносился галечниковый материал.
Отложения лёсса в устье Кара-Кия-сая происходили в эпохи, когда вы-
нос материала из сая прекращался или резко сокращался. Лёсс в составе
описываемого конуса выноса мог отлагаться либо ветром, либо в резуль-
тате смещения материала со склонов соседних адыров. На значительной
части конуса выноса можно видеть два горизонта лёссовых пород и два
горизонта галечников, что свидетельствует о двукратном чередовании
цикла усиления и ослабления процессов выноса из сая. Усиление про-
цессов выноса следует связывать с относительно плювиальными фазами,
развитие процессов отложения лёссового материала — с более аридными
фазами. Сейчас трудно сказать, какие из этих фаз были холодными.
Представляет интерес характеристика лёсса и лёссовидных пород в
конусе выноса. По гранулометрическому составу, пористости и другим
свойствам эти породы весьма близки к лёссу адыров. Особый интерес
представляют свойства лёсса, залегающего под верхним слоем галечни-
ков; лёсс после своего образования, очевидно, подвергался увлажнению
в плювиальную фазу. Этот горизонт лёсса залегает ниже поверхности
земли в интервале от 4,4 м (чаще 5—7 м) до 23 м.
- Анализ полученных лабораторных данных позволяет сделать следу-
ющие выводы.
248
Пористость лёсса составляет 41,0—48,9%, среднее ее значение равно
45,8%. Влажность породы колеблется от 5,0 до 25,8%, увеличиваясь с
глубиной. Учитывая, что среднее значение границы раскатывания со-
ставляет 18,5, можно заключить, что влажность превосходит границу
раскатывания до глубины 15 м в 20% случаев, ниже 15 м— в 50% слу-
чаев.
Просадочность пород, определялась в компрессионных приборах ме-
тодом одной (определение просадки при нагрузке 3 кг)см2) или двух
кривых (параллельное испытание замоченного и незамоченного образ-
ца) . Результаты испытаний показывают, что величина, дополнительного
уплотнения пород при увлажнении зависит от глубины. При природных
нагрузках описываемый лёсс является непросадочным. При нагрузке
3 кг/см2 на глубине до 15 м «просадочными» (имеющими коэффициент
относительной просадочности более 0,02) являются 36% образцов; ниже
этой глубины породы являются «непросадочными».
Отсутствие просадочных свойств в межгалечниковом лёссе (при при-
родных нагрузках) можно объяснить не только предположением об ув-
лажнении породы в плювиальную фазу, но и увеличением влажности
породы с глубиной в настоящее время. Одной последней причины для
объяснения, вероятно, было бы достаточно;
Лёссовидные суглинки, залегающие на верхнем горизонте галечни-
ков, на рассматриваемом конусе выноса также являются непросадочны-
ми при природных нагрузках. Это объясняется тем, что ввиду малой
мощности данного горизонта (1—3 м) природные нагрузки здесь незна-
чительны.
Из изложенного видно, что лёсс, принимающий участие в строении
конуса выноса,' является чуждым ему образованием и связан с лёссом
адыров. Лёсс не имеет просадочных свойств, что вполне объяснимо со-
временными условиями распределения влажности в породе. Конечно,
один пример не может служить доказательством отсутствия или слабо-
го развития пролювиального лёсса в природе. Однако в Средней Азии я
не видел случая, когда можно было бы с убедительностью говорить о
пролювиальном происхождении мощного лёсса.
Лёсс на изолированных возвышенностях мною описывался в Кир-
гизском хребте — в долине речки Кашки (Кригер, 1951) и в Рудном Ал-
тае— близ г. Зыряновска (Кригер, 1963). Одна из возвышенностей в до-
лине Кашки изображена на рис. 53. Здесь покров лёсса (мощностью
до 5 м) одевает возвышенность, сложенную третичными конгломерата-
ми и песчаниками. Покровное залегание лёсса на изолированных воз-
вышенностях свидетельствует об эоловом происхождении породы.
Глава XVII
ВЫВОДЫ
Рассмотрение состава и свойств лёсса может только лишний
раз подтвердить своеобразие этой породы. Она является единственным
осадочным образованием на Земле, неслоистым и весьма однородным в
мощных толщах и на огромном протяжении. Несмотря на существую-
щие попытки найти в ископаемом состоянии следы дочетвертичного
лёсса (Берг, 1948; Наливкин, 1956; Лунгерсгаузен, 19.58), надо признать,
что настоящий лёсс существует только в отложениях плейстоцена и при-
том более характерен для второй его половины.
Важнейшим выводом из многолетнего опыта (более чем 130-летне-
го) изучения лёсса наукой XIX и XX вв. должно быть признание необ-
ходимости строго разделять лёсс и лёссовидные породы. Генезис по-
следних по большей части не кажется столь загадочным, как генезис
лёсса. К определению лёсса, помимо общепризнанных критериев, мне
думается, надо присоединить покровные условия залегания и достаточ-
ную мощность. Именно так можно выделить предмет многолетних спо-
ров исследователей, поскольку прослои материала, напоминающего
лёсс, но залегающего в долинах и имеющего лишь небольшую мощ-
ность, едва ли в современной науке будут представлять собой проблему.
Изучение распространения лёсса показывает, что он является зо-
нальным образованием, свойственным умеренному климату в Евразии,
Северной и Южной Америке, и лишь слабо развит в Африке и Австра-
лии. Лёсс отсутствует в районах обильных тропических дождей, где
выветривание идет по латеритному типу, а условия для предохранения
породы от эрозии неблагоприятны. Лёсс отсутствует и в пустынях, где
происходит дефляция. Он редко встречается в районах со средней ян-
варской температурой ниже —10° и почти никогда — ниже —20°. По-ви-
димому, районы с интенсивным морозным выветриванием благоприят-
ны для образования частиц лёссовой фракции (0,01—0,05 мм), но не
благоприятны для накопления этих частиц в больших толщах. Лёсс из-
бегает также высокогорий. Преимущественными районами распростра-
нения лёсса являются предгорья и подножья гор в аридных районах,
окраины пустынь и окраины так называемой перигляциальной зоны,
граничащей с областями древних оледенений. Лёсс образует единую по-
лосу, которую, может быть, не следует делить на территорию «теплого»
и «холодного» лёсса.
Лёсс в Европе и Северной Америке имеет, по-видимому, ледниковый
возраст. Для Китая и- Средней Азии подобный вывод нельзя было бы
считать хорошо обоснованным. Зато можно говорить, что в Средней
Азии, несмотря на относительную «плювиальность» и «аридность» от-
дельных фаз, в общем климат был достаточно аридным (Федорович,
1946; Швецова, 1960), может быть, благоприятствовавшим непрерывно*
му процессу лёссообразования.
250
Фауна и флора лёсса — в основном степная, с примесью (особенно
в высоких широтах) тундровых, лесных и высокогорных элементов.
Формированию такого облика органического мира могло способство-
вать сближение степной и перигляциальной (мерзлотной) зон и исчез-
новение (или резкое сокращение) лесной зоны между ними во время
плейстоценовых оледенений.
Рассматривая свойства лёсса, мы должны различать признаки с раз-
личной степенью устойчивости. Одни признаки (гранулометрический и
минералогический состав, в значительной мере — известковистость)
сформировались в период седиментации, другие (влажность, легкораст-
воримые соли) подверглись более или менее значительному изменению
в последующее время.
Лёсс характеризуется обилием частиц 0,01—0,05 мм, среди которых
преобладают элементарные и лишь сравнительно небольшая часть пред-
ставлена агрегатами. Элементарные частицы этого размера образуются
в аридных условиях (холодных и теплых) в результате физического
выветривания при слаборазвитом процессе химического разложения по-
роды. Вероятно, меньшее значение-имеют процессы образования анало-
гичных частиц в результате подзолообразования, осолодения, солонцо-
вого процесса и выветривания известняков. Во всех случаях нужны фак-
торы, аккумулирующие эти частицы, поскольку последние образуются
в сравнительно небольшом количестве.
Входящие в состав лёсса минералы свидетельствуют о слабой вывет-
релости этой породы, что указывает на ее субаэральное происхождение
в условиях 'сухого и, вероятно, холодного климата. Иногда минералоги-
ческий состав позволяет приписывать экзотическое происхождение неко-
торой части лёссового материала. Это не исключает местного и даже
неэолового происхождения значительной части лёссовой пыли. Очень
важны поиски, путей для количественного решения этого вопроса.
Известковистость лёсса следует связывать с почвообразовательными
процессами степного типа при седиментации материала. Лёсс образу-
ется в обстановке сиаллитного выветривания, которое характерно для
семиаридных районов. В этой обстановке отложения различного генети-
ческого типа обогащаются углекислой известью. Независимо от способа
транспортировки лёссового материала его можно рассматривать как
своеобразную почву, которую допустимо считать недоразвитой в том
отношении, что ее генетические горизонты морфологически не выраже-
ны. Практически удобно противопоставлять лёсс ископаемым почвам,
поскольку последние имеют морфологически отчетливо выраженные ге-
нетические горизонты. Несомненно, что в толще лёсса после обра-
зования породы происходила миграция извести. Вероятнее всего, что эта
миграция протекала наиболее интенсивно вскоре после окончания седи-
ментации (т. е. при участии почвообразующих процессов). Процесс миг-
рации резко замедляется после того, как данный конкретный прослой,
под влиянием накопления новых отложений, «утопает» в «мертвом гори-
зонте». Наличие в лёссе сохранившихся известковистых и выщелочен-
ных прослоев указывает на слабую активность миграции извести в
«мертвом горизонте».
Известковые конкреции в лёссе в большинстве случаев могут быть
отнесены к позднедиагенетическим и свидетельствуют об образовании
его в степных и полупустынных условиях, иногда, может быть, в связи с
солонцеватым почвообразовательным процессом. Во впадинах рельефа
и при относительно влажном климате в лёссе могут образовываться
эпигенетические конкреции.
Легкорастворимые соли в лёссе даже в пределах «мертвого горизон-
та» обнаруживают следы миграции (вероятно, при помощи диффузион-
ного перемещения в пленочной влаге). Тем не менее в пределах «мерт-
251
вого горизонта» в засушливых районах в лёссе сохраняется повышен-
ное содержание гипса и легкорастворимых солей, что свидетельствует
о малой активности миграции даже и этих солей (за исключением хло-
ра, количество которого в водных вытяжках обычно мало зависит от
наличия или отсутствия ископаемых почв в лёссе).
Такие признаки лёсса, как количество и состав легкорастворимых
солей, pH среды, емкость обмена и состав обменного комплекса, под-
верглись, со времени образования лёсса, наиболее значительным изме-
нениям. Тем не менее сохраняется замечательная черта лёсса — измен-
чивость этих признаков по мере перехода от одного микростратиграфи-
ческого горизонта к другому. Такое явление связано с неизменностью
(на протяжении геологического времени) гранулометрии, минералогиче-
ского состава и, в значительной мере, известковистости лёсса. Горизон-
ты, различающиеся по указанным устойчивым признакам, неизбежно
будут сохранять некоторые различия и по вышеперечисленным неустой-
чивым признакам.
Большое значение для понимания происхождения лёсса имеет ис-
следование его влажности. Только при наличии миграции влаги могут
происходить достаточно интенсивные процессы эпигенетического вывет-
ривания породы. Для лёсса степных и полупустынных районов харак-
терно существование на некоторой глубине довольно мощного «мертво-
го горизонта», в котором распределение влажности породы устойчиво,
не зависит от сезонных колебаний влажности современной почвы и оп-
ределяется климатом, гранулометрией, минералогическим и солевым со-
ставом породы на разных ее стратиграфических уровнях. 'Фильтрация
воды сверху обычно в лёссе проходит лишь в пленочном виде и не вызы-
вает очень значительного увлажнения породы. Это способствует геологи-
чески длительному сохранению свойств лёсса, особенно в пределах «мерт-
вого горизонта». Проникновение в лёсс значительного количества воды
вызывает его деградацию или разлёссование: уплотнение, потеря проса-
дочных свойств, исчезновение характерной текстуры, выщелачивание.
Описанные свойства лёсса изменяются в пространстве и во времени
в связи с соответствующими изменениями географической среды. Так,
например, вблизи пустынь, широких областей песчано-галечниковых от-
ложений, территорий развития ледниковых и флювиогляциальных отло-
жений наблюдается некоторое огрубение лёсса. В горах, вероятно, в свя-
зи с несколько большей гумидностью климата происходит некоторое
оглинение лёсса. Связь с источниками питания наблюдается и в мине-
ралогическом составе лёсса. Гранулометрический и минералогический
состав лёсса обнаруживают также широтную зональность, что подробно
изучено М. П. Лысенко. Такие свойства лёсса, как влажность, порис-
тость, просадочные свойства, количество и состав легкорастворимых
солей и гипса и т. д., обнаруживают зависимость от широтной и (в го-
рах) высотной географической зональности, от форм рельефа, гидро-
геологических условий и деятельности организмов. В современную эпоху
появился новый фактор, влияющий на свойства лёсса — инженерная
деятельность человека. Сооружение становится частью нового ландшаф-
та, влияет на географическую среду и вызывает приспособление к ней
лёсса.
Таким образом, можно отметить две наиболее важные особенности
лёсса:
1. «Приспособляемость» свойств лёсса к окружающей географической
среде. Лёсс, как и другие глинистые породы, чутко реагирует на давле-
ние, изменение влажности и толчки.
2. «Самозащита» лёсса от влияния вышеуказанных факторов: свое-
образные фильтрационные способности его препятствуют насыщению
при инфильтрации воды сверху (если в основании лёсса нет водоупора)
252
и благоприятствуют образованию в лёссе «мертвого горизонта» в арид-
ных условиях. Благодаря этому своеобразные, кажущиеся неустойчивы-
ми свойства лёсса (в том числе и указанная фильтрационная способ-
ность) могут сохраняться на протяжении геологического времени.
Следует обратить внимание, что «приспособляемость» лёсса заслужи-
вает вни!мания с точки зрения науки об управлении (кибернетики).
Конечно, не только лёсс представляет интерес с этой точки зрения.
Однако до сих пор подобные вопросы почти полностью выпадали из сфе-
ры внимания геологов.
Я должен еще сделать некоторые замечания о генезисе лёсса.
Основной вопрос сводится к выяснению обстановки, в которой про-
исходило образование лёсса. На основании вышесказанного можно за-
ключить, что лёсс — субаэральное степное отложение, причем в Европе
и, вероятно, в других местах оно связано с холодными степями. В об-
щем случае нет оснований считать, что территория седиментации лёссо-
вого материала приурочена к районам многолетней мерзлоты, однако
иногда такая приуроченность, может быть, имеется. Очевидно, что про-
мерзание и последующее таяние подземного льда может привести к
деградации лёсса. Поэтому изучение «сухой» мерзлоты и процессов
испарения подземного льда было бы очень важно для дальнейшего по-
знания лёсса. Очень важно также различать следы многолетней и сезон-
ной мерзлоты в лёссе.
Главнейшими факторами, определяющими образование лёсса, надо
считать эоловый принос пыли, делювиальный литогенез и сингенетиче-
ские процессы выветривания и почвообразования в засушливом (семи-
аридном) климате.
Наиболее трудным и все еще мало изученным является вопрос о роли
эоловой пыли в образовании лёсса. Поскольку я имею в виду подробно
рассмотреть его в другой своей работе, ограничусь здесь немногими за-
мечаниями. Многим исследователям вопрос о преимущественном значе-
нии эолового фактора в образовании лёсса кажется очевидным (см.
в статье Шанцера, 1964).
Считая невозможным (может быть, за исключением очень редких
частных случаев в засушливых районах) образование лёсса аллювиаль-
ным и, тем более, флювиогляциальным и озерным путем, я перечислю
признаки, по которым лёсс может быть признан эоловым: 1) чуждый
минералогический состав; 2) закономерное изменение гранулометрии и
содержания тяжелых минералов по мере удаления от вероятных источ-
ников развевания; 3) залегание на изолированных возвышенностях или
на обширных горизонтальных площадях, где невозможна роль делюви-
альных процессов. Каждый из этих критериев при детальном рассмотре-
нии вопроса может казаться спорным. По этой причине желательно ис-
пользование нескольких критериев.
Следует отметить, что процессы пылеотложения весьма слабо изу-
чены, хотя имеются отдельные монографии по этому вопросу (Free,
1910; Фетт, 1956). В связи с этим неясны многие основные вопросы.
В Европе лёсс приурочен преимущественно к западным склонам долин,
что связывают с преобладанием западных ветров во время отложения
лёсса и седиментацией пыли на подветренных склонах. Но А. Рюль
(Ruhl, 1907) думает, что лёсс отлагался, напротив, восточными ветра-
ми, поскольку сильный ветер не способствует отложению лёсса, а для
слабого ветра наветренные склоны могли быть препятствием, способст-
вовавшим выпадению пыли. Другие исследователи (Tricart, 1963) счи-
тают возможным объяснить асимметрию в распространении лёсса по
склонам долин особенностями развития солифлюкционной денудации.
Можно думать, что пыль при лёссообразовании выпадала либо в
сухом виде, либо вместе с дождями (Walther, 1903). Почти не изучена
253
роль электрических явлений в эоловой седиментации пыли. Грануломет-
рия эоловой пыли разнообразна, но нередко описывают выпадение пыли
с преобладанием лёссовых (0,01—0,05 мм) фракций (например: Swine-
ford, Frye, 1945; Певе, 1960). Однако все же важно получить дополни-
тельные доказательства того, что длительный эоловый принос пыли при-
водит к формированию мощных отложений с большой однородностью
гранулометрического состава. Имеются и другие неясные вопросы пы-
леоб_разования. Например, С. Пассарге обращает внимание на красный
(нехарактерный для лёсса) цвет выносимой из Сахары пыли. Однако
он затрудняется сказать, где в Сахаре родина этой пыли, поскольку там
песок и пыль желтые (Passarge, 1907). Нет сомнений, что развитие уче-
ния о пыли, столь необходимого для решения проблемы лёсса, еще
столкнется со множеством трудных вопросов.
В настоящее время можно считать, опираясь на совокупность имею-
щихся знаний, что лёсс имеет субаэральное происхождение и образуется
преимущественно в степных районах. Эоловый фактор в этом процессе
играет достаточно большую роль, пока количественно не оцениваемую.
Должна быть подчеркнута также немалая роль вулканических процес-
сов в образовании лёсса.
*
* *
В заключении автор считает нужным отметить большую помощь, ко-
торую ему оказали в разные годы его сотрудники по полевой работе —
инженеры М. Р. Москалев, С. Н. Конаныхин, С. Г. Беккерман, В. П. Ко-
пылова, Е, А. Корнаухов , М. М. Кракшина, А. П. Кулаков, Н. О. Омета,
Г. Терехина,^В. Г. Теребинский , М. И. Хазанов, Л. В. Цебенко и
В. И. Щербаков. Кроме того, при обработке инженерно-геологических
материалов по лёссу автору оказали помощь Е. В. Емельянова, А. В. Зе-
нина и В. П. Хоменко. Некоторые вопросы проработаны автором совмест-
но с его коллегами С. И. Серебряниковым, В. С. Федотовым, С. И. Чума-
ковым, Ф. А. Карпенко и женой автора К. П. Кригер . Лабораторные
исследования пород производились под общим руководством автора и по
установленной им методике — преимущественно К. Ф. Репициным,
Н. А. Грациановой, Н. К- Сенкевич и их сотрудниками. Автор пользуется
случаем выразить благодарность всем перечисленным лицам.
С большой благодарностью автор отмечает многочисленные ценные
указания, полученные от ответственного редактора настоящего издания
А. И. Москвитина.
Л ИТЕРАТУРА
Абелев Ю. М. Строительные свойства лёссовидных грунтов по исследованиям
БИОС.— Строит, пром., 1933, № 10; Сборник трудов БИОС, 1935, № 5.
Абелев Ю. М. Основные результаты изучения особенностей строительных свойств
лёссовидных грунтов и методов их упрдчйения.— В кн.: «Строительство на лёссо-
видных грунтах». Укр. НИТО строителей, 1939.
Абелев Ю. М. Основы проектирования и строительства на макропористых грун-
тах, Стройвоенмориздат, 1948.
Абелев Ю. М. К вопросу о наименованиях «лёсс», «лёссовидный суглинок» и
«макропористый глинистый грунт» при установлении номенклатуры грунтов.— Сбор-
ник НИИ Оснований и подземных сооружений, № 37, 1959.
Александров А. И. Каменные моря и реки Урала.— В кн.: «Материалы по гео-
морфологии Урала», вып. I, Госгеолиздат, 1948.
Алексеев А. К. Геологические исследования в северо-восточной части южной поло-
вины 32-го листа.— Изв. Всес. геол.-развед. объединения, 1931, т. 50, вып. 87.
Алексеев М. Н. Стратиграфия континентальных неогеновых и четвертичных отло-
жений Вилюйской впадины и долины нижнего течения реки Лены.— Труды ГИН
АН СССР, вып. 51, 1961.
Алексеев М. Н., Куприна Н. П, Медянцев А. И., Хорева И. М.
Стратиграфия и корреляция неогеновых и четвертичных отложений северо-восточ-
ной части Сибирской платформы.— Труды ГИН АН СССР, вып. 66, 1962.
Ананьев В. П. К вопросу о составе коллоидно-дисперсных минералов лёссов
района Запорожья.— Уч, зап. Ростовск.-на-Дону гос. ун-та, т. 23, вып. 5, 1954.
Ананьев В. П. Минералогический состав, генезис и просадочность лёсса лево-
бережья Нижнего Днепра. Автореф. канд. дисс. Изд-во киевск, гос. ун-та, 1954а,
Ананьев В. П. Распространение и состав лёсса Иссык-Куля (Сев. Киргизия).
ДАН СССР, 1955, т. 101, № 4.
Ананьев В. П. О связи гранулометрического состава с минералогическим в лёссо-
вых породах.— Труды Совещ, по инж.-геол. свойствам горных пород и методам
их изучения, т. 1. 1956.
Ананьев В. П, Влияние химико-минералогического состава на свойства пород
на примере лёссовых отложений Северного Донца.— В кн.: «Вопросы строительства
на лёссовых грунтах». Изд-во Ростовск.-на-Дону инж.-строит. ин-та, вып. 16, 1958.
Ананьев В. П. О связи свойств лёссовых пород Нижнего Дона с их химико-мине-
ралогическим составом.— Изв. высших учебных завед., серия геологии и разведки,
№ 5, 1959.
Ананьев В. П. О связи гранулометрического состава с минералогическим в эоловых
лёссах.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 24, 1960.
Ананьев В. П. Свойства лёссовых грунтов и их минералы.— Bull. Inst, politehnie
DYN, lasy, S. N., t. 7. (11), fasc. 3—4, 1961.
Ананьев В. П. Минералого-петрографические исследования лёссовых грунтов
в строительных целях.— В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых грунтах»,
Изд-во Воронежск. инж. строит, ин-та, 1961 а.
Ананьев В. П. Минералогия лёссовых отложений юго-востока Русской платформы
• и Предкавказья в связи с их инженерно-геологической характеристикой. Автореф.
докт. дисс. Изд-во МГУ, 1964.
Ананьев В. П., Седлецкий И. Д. Коллоидно-дисперсные минералы п про-
садочность лёсса района Нижнего Днепра.— В кн.: «Борьба с фильтрацией воды
в лёссовидных грунтах». Изд-во АН УССР, 1954.
Андреи С., Кулицэ Ч., Сбенге Р. Исследование чувствительности при зама-
чивании некоторых лёссов РНР.— В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых
грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та, 1963.
Андру хин Ф. Л. Свойства лёссовых грунтов Приташкентского района и методы
их изучения.— Труды Среднеаз. геол, треста, вып. 2. 1937.
Аничков А. А. Просадочные явления на территории Северного Кавказа.— Строит,
пром., 19351, № 6. .
Арбузова С. К. О влиянии минералогического состава лёссовых грунтов на строй*
тельные свойства,—Изв. высших учебных завед., серия геологии и разведки.
1963, № 3.
Армашевский П. Я. Геологический очерк Черниговской губернии.—Зап. Киевск.
об-ва естествоиспыт., т. 7, вып. 1, 1883.
Армашевский П. Я. К вопросу о гумусовом лёссе.— Зап. Киевск. об-ва естество-
испыт., т. /7, вып. 2, прот. 18184.
Армашевский П. Я. О происхождении лёсса.—Зап. Киевск. об-ва естество-
испыт., т. 15, прот. 1696.
Армашевский П. Я. Общая геологическая карта Европейской России, лист 46.—
Труды Гео л ком а, т. 15, 1903, № 1.
Артюшков Е. В. О физических условиях происхождения полигональных структур
в грунтах.— В кн.: «Проблемы палеогеографии и морфогенеза в Полярных странах
и высокогорье». Изд-во МГУ, 1964.
Архангельская Н. А. Опыт классификаций цветов почв на основах учения
Вильгельма Оствальда.—Труды Почв, ии-та АН СССР, вып. 6, 1932.
Афанасьев Я. Н. Этюды о покровных породах Белоруссии.—Зап. Горецк. с.-х.
ин-та, вып. 2, 1925.
Бабинец А. Е. О составе поровых растворов из глинистых пород кайнозоя При-
черноморской впадины.— В кн.: «Исследование и использование глин», Изд-во
Львовск. гос. ун-та, 1'958.
Бакалов П. Лъосът и образуването му. Дъосът в България.— Природа и знание,
т. 7, № 9. София, 1954,
Балаев Л. Г. Пористость лёссовых грунтов плато Ак-Газа. Научные зап. Моск,
ин-та инженеров водного хоз., т. 23, 1960.
Балаев Л. Г. Зависимость величины просадочных деформаций лёссовых грунтов
от степени их увлажнения.— Научные зап. Моск, ин-та инженеров водного хоз.,
т. 23, 1960а.
Балаев Л. Г. Методы изучения ритмической литологической неоднородности
лёссовых пород и их значение для палеогеографических построений.— Изв. АН
СССР, серия геогр., № 1, 1961.
Балаев Л. Г. Некоторые данные о режиме влажности зоны аэрации лёссовых пород
Северного Кавказа как факторе формирования их просадочных свойств.— В кн,:
«Просадочные деформации лёссовых пород Центрального Предкавказья», Изд-во
АН СССР, 1963.
Балаев Л. Г., Царев П. В. Лёссовые породы Центрального и Восточного Пред-
кавказья. Изд-во «Наука», 1964.
Балли Р. Ж., Антонеску И., Шалли В., П о п е с к у Д. Строительные
свойства и методы мелиорации лёссовидных грунтов в Румынской народной рес-
публике.— В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск.
инж. строит, ин-та, 1961.
Баранов И. Я- Криометаморфизм горных пород и его значение для палеогеографии
четвертичного периода.—В кн.: «Вопросы криологии при изучении четвертичных
отложений», Изд-во АН СССР, 1962.
Баранов К. А. Обломок белемнита в лёссе.— Природа, 1947, № 1.
Баранов К. А. Опыт использования конкреций из украинских лёссов в качестве
маркирующего средства.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода, № 19, 1953.
Барбот де-Марни Н. П. Об лёссе. Горный ж., 1’867, ч. 2.
Барбот де-Марни Н. П. Геологический очерк. Херсонской губернии. СПб., 1869.
Барбот де-Марни Н. П. Геологические исследования, произведенные в 1868 г.
в губерниях Киевской, Подольской и Волынской. СПб., 1871.
Барбот де-Марни Н. П., Карпинский А. П. Геологические исследования
в Волынской губернии. СПб., 1873. То же в кн.: Научно-истор. сборник Горного
ин-та, СПб., 1873.
Батурин В. П. Петрографический анализ геологического прошлого по терриген-
ным компонентам. Изд-во АН СССР, 1947.
Баулин В. В. Основные этапы истории развития многолетнемерзлых пород на тер-
ритории Западно-Сибирской низменности.—Труды Ин-та мерзлотоведения, т. 19,
1962.
Безрук В. М., Моты лев Ю. Л. Строительство автомобильных дорог на засолен-
ных грунтах.— В кн.: «Строительство автомобильных дорог на засоленных
грунтах, и подвижных песках», Автотрансиздат, 1953.
Белоусой А. М., Б ело усов а А. Г., Хохлова О. М. Исследование физико-
химических свойств лёссовидных грунтов.— В кн.: «Физика почв СССР», Труды
Сов. секции Междунар. ассоциации почвоведов, т. 5. Комиссия I (физика почв),
№ 3,1936.
Берг Л. С. Общегеографические работы в Черниговской губ. в 1914 г.—В кн.:
«Предварительный отчет о работах по изучению естественноисторических условий
Черниговской губ. в 1912 г.». М., 1913.
Берг Л. С. Общегеографические исследования в Черниговской губ. в 1913 г.— В кн.:
«Предварительный отчет о работах по изучению естественно-исторических усло-
вий Черниговской губ. в 1913 г.» М., 1914.
Берг Л. С. О происхождении лёсса.— Изв. Русск. геогр. об-ва, т. 52, № 8, 1916.
Берг Л. С. О почвенной теории образования лёсса.— Изв. Геогр. ин-та, вып. 6, 1926.
Берг Л. С. Проблема лёсса.— Природа, 1927, № 6.
Берг Л. С. Зональность покровных пород Восточной Европы и происхождение
лёсса. Зап. Одесск. общ-ва естествоиспыт., т. 44, 1928.
Берг Л. С. Проблема лёсса.— Природа, 1929, № 4.
Берг Л..С. Лёсс как продукт выветривания и почвообразования. Труды 2-й Между-
нар. конфер. АИЧПЕ, вып. 1, 1932.
Берг Л. С. Фауна лёсса.— Труды Ин-та географии АН СССР, вып. 37, 1946.
Б ер г Л. С. Климат и жизнь. Изд. 2. Географгиз, 1947.
Берг Л. С. Дочетвертичные лёссы.— Землеведение, 1948, т. 2.
Берг Л. С. Географические зоны Советского Союза, тт. 1, 2. Географгиз, 1947—1952.
Б i л е н к о Д. К. Копальн! грунти гори Пивихи.— Четверт. перюд, вып. 1—2 за 1930 р.
Ки1в, 1931.
Б i л е н к о Д. К. Четвертинн! поклади зах!дно! частини Донецько! облает! i прилеглих
райошв областей Харк!всько! i Дншропетровсько!. Четверт. перюд, 1935, вып. 8.
Благовидов Н. Л. Четвертичные отложения, климат и почвы бассейна реки Тюнг
(Якутская АССР).— Труды СОПС, серия Якутская, № 5, 1935.
Блэк Р. Постоянномерзлые грунты (обзор).— В кн.: «Мерзлые породы Аляски и
Канады», ИЛ, 1958.
Бобровский М. С. Понижение уровня грунтовых вод иглофильтровыми водопо-
низительными установками в лёссах и лёссовидных коричневых суглинках. —
Строит, пром., 1952, № 8.
Боганик Н. С. О генезисе лёссовидных образований Восточного Предкавказья.—
Сов. геология, 1945, № 5.
Боганик Н. С. К познанию четвертичных образований Восточного Предкавказья.—
Труды Моск, геол.-развед. ин-та, т. 23, 1948.
Богданович К. И. Геологические исследования в Восточном Туркестане.— Труды
Тибетской экспед. М. В. Певцова, 1889—1890 гг., т. 2. СПб., 1892.
Богданович К- И. Фердинанд барон фон Рихтгофен (некролог).— Изв. Русск.
геогр. об-ва, т. 42, № 1, 1906.
Богданович К. И. К вопросу о лёссе. По поводу статьи Л. С. Берга «О проис-
хождении лёсса».— Изв. Русск. геогр. об-ва, т. 53, 1917.
Боголюбов Н. Н. О фазах межледниковой эпохи в Московской губернии.— Еже-
годник по геологии в минералогии России, т. 9, № 1—2, 1907.
Богословский Н. А. О некоторых явлениях выветривания в области Русской
равнины.— Изв. Геолкома, т. 18, 1899.
Большаков А. Ф. О генезисе лёсса и лёссовидных отложений.— Почвоведение,
1949, № 6.
Бондарчук В. Г. Геологический путеводитель по окрестностям Таганрога.— Труды
2-й Междунар. конфер. АИЧПЕ, вып. 3, 1933.
Бондарчук В. Г. Четвертинн! поклади п!вшчно! частини УРСР.— Четверт. перюд,
1935, № 9.
Бондарчук В. Г. Об ископаемых моллюсках из четвертичных отложений УССР.
Труды Сов. секции JNQUA, вып. 1, Г937.
Бондарчук В. Г. О стратификации и стратиграфии лёссового покрова УССР.—
Пробл. сов. геологии, 1938, № 1.
Бондарчук В. Г. О лёссе южной части Русской равнины.— Сов. геология,
1939, т. 9, № 8.
Бондарчук В. Г. О физико-географических условиях образования лёсса и гуму-
совых горизонтов юга СССР.— Труды Ин-та географии АН СССР, вып. 37, 1946.
Бондарчук В. Г. Геолопя Украши. Изд-во АН УРСР, Ки!в, 1959.
Бондарчук В. Г. Геолопчна будова Украшсько! РСР. Кшв, 1963.
Бондарчук В. Г., Веклич М. Ф., Заморий П. К., П и д о п л и ч к о И. Г.,
Соколовский И. Л. Путеводитель экскурсий совещания по лёссовым поро-
дам УССР. Изд-во АН УССР, 1954.
Борисяк Н. Д. Сборник материалов, относящихся до геологии Южной России.
Кн. 1. Харьков, 1867.
Б оч С. Г., К р а с н о в И. И. К вопросу о границе максимального четвертичного
оледенения в пределах Уральского хребта в. связи с наблюдениями над нагор-
ными террасами.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 8,
1964.
Бошкарян П. С. О просадочности белоземов Армении.— В кн.: «Вопросы геологии
и гидрогеологии Армянской ССР», Изд-во АН Арм.ССР, 1956. _
Бродский А. Л., Самсонова М. Ф. К вопросу о генезисе лесса в Чимкентском
уезде (применение микробиологического и микропалеонтологического анализа
при изучении лёсса).— Труды Среднеаз. гос. ун-та, серия ХПа. География,
вып. 14, 1933.
17 н. и. Кригер 257
Бузинарский Н. И. Практика строительства Криворожского металлургического
завода на лёссовидных грунтах.—В кн.: «Строительство на лёссовидных грун-
тах», 1939.
Б у з н я А. Н. Результаты анализа гумусового лёсса.— Зап. Киевск. об-ва естество-
испыт., т. 12, вып. 2, 1892.
Бурк X. Д. М., В а н - Э р д е Л. А. и др. Геология Нидерландов. Пер. с голл., ИЛ,
1959.
Бурксер Е. С. Засоленность четвертичных отложений южных районов юга УССР.—
Гидрохим. материалы, вып. 22, 1954.
Бурксер Е. С., Бурксер В. В., 3 а й д и с Б. Б. Геохимическая обстановка
в районе трассы Верхне-Ингулецкого канала.— В кн: «Борьба с фжльтрацией
воды в лёссовых грунтах». Изд-во АН УССР, 1934.
Быкова В. С. Типы лёссовых пород юга Украины и их инженерно-геологическая
характеристика.— Труды Лабор. гидрогеол. проблем АН СССР, т. 46, 1962.
Быстров С. В. Явления просадок при увлажнении лёссовых пород, распростране-
нение просадочных грунтов и свойства их,— Ирригация и гидротехника, 1936,
№ 3, 4. .
Быстров С. В. Просадочные лёссовидные грунты (лёссы) Вахшской долины. Труды
Ин-та почвоведения АН Тадж.ССР, вып. 96, 1958,
Быстров С. В., Б е л я к о в а Л. П. Просадки грунтов на ирригационных систе-
мах.— Почвоведение, 1935, № 3.
Вайнер Л. А. Иван Васильевич Мушкетов и его роль в познании геологии Средней
Азии. Изд-во АН Уз.ССР, 1954.
Вайнер Л. А. К истории проблемы среднеазиатского лёсса.— Труды Ин-та геоло-
гии АН Уз. ССР, вып. II, 1954а.
Вальтер И. История Земли и жизни.— Пер. с нем. СПб., (б.г.)
Вангенгейм Э. А. Палеонтологическое обоснование стратиграфии антропогено-
вых отложений севера Восточной Сибири.— Труды ГИН АН СССР, вып. 48,
1961.
Васильев А. М. Основы современной методики и техники лабораторных опреде-
лений физических свойств грунтов. Изд-во Мин-ва строит, предпр. машиностр.,
1949.
Васильев Ю. М. Антропоген Южного Заволжья.— Труды ГИН АН СССР,
вып. 49, 1961.
Васильковский Н. П. Геологическое строение долины р. Ангрен. Изд-во Узб.
фил. АН СССР, 1941.
Васильковский Н. П. О некоторых генетических типах новейших континенталь-
ных отложений Средней Азии (делювий, пролювий, аллювий).— Бюлл. МОИП,
отд. геол., т. 26, № 2, 1951.
Васильковский Н. П. К вопросу о происхождении лёсса^— Труды Ин-та гео-
логии АН Уз.ССР, т. 8, 1952.
Васильковский Н. П. Выступления в прениях.— В кн.: «Труды Всесоюзного
рабочего совещания по итогам изучения четвертичного периода в г. Ташкенте
в 1948 г.», Изд-во АН Уз.ССР, 1953.
Вахрушев В. А. Погребенный лёссовый горизонт в Южной Киргизии.— Изв. АН
СССР, серия геол., № 5, 1952.
Вахрушеъ В. А., Вахрушева Е. Г. Минералогические особенности и генезис
лёссовых отложений Чуйской впадины (Сев. Киргизия).— Зап. Всес. минер,
об-ва, серия 2, т. 83, № 4, 1954.
Вахрушев В. А., Рахматуллин Ф. А. Лёссы Чуйской впадины как сырье
для цементной промышленности.— Изв. Киргизск. фил. АН СССР, вып. 3—12,
1954.
Веклич М. Ф. Нов! дан! про мшералопчний склад лесу друго! надзаплавно! тераси
деяних р!чок Правобережно! Украши.— Допов. АН УРСР, 1954, № 3.
Веклич М. Ф. Лёссовые породы восточной части Правобережной возвышенности.—
Труды Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверг, геологии,
вып, 1, 1957.
Веклич М. Ф. Четвертинт в!дклади правобережжя Середнього Дншра.— Там же,
вып. 3, 1958.
Веклич М. Ф. Нове про молюски лес!в Житомирського району.— Геол, ж., 1958а,
т. 18, вып. 3.
В е к л и ч М. Ф. Основные результаты изучения вещественного состава четвертичных
(антропогеновых) отложений юго-западной части Русской равнины.— Четверт.
перюд, 1961, вып. 13, 14, 15.
Веклич М. Ф. Моллюски четвертичных континентальных отложений УССР.—
Мат-лы Всес. совещ. по изуч. четверт. периода, т. 1, Изд-во АН СССР, 1961а.
Веклич М. Ф. Ископаемые почвы в четвертичных (антропогеновых) отложениях
юго-западной части Русской равнины.— Четверт. перюд, 19616, вып. 13, 14, 15.
Веклич М. Ф. Генетические типы и литологический состав четвертичных отложений
правобережья Среднего Днепра.— Мат-лы Всес. совещ. по изуч. четверт. перио-
да, т. 2, Изд-во АН СССР, 1961в.
258
Веклич М. Ф., Куница Н. А. Малакофауна четвертичных (антропогеновых)
континентальных формаций Украинской ССР.— Четверт. першод, 1961, вып. 13,
14, 1-5.
Величко А. А. О влиянии карбонатов на однородность и тонкозернистость лёссо-
вых пород.— В кн.: «Географические сообщения Института географии АН СССР»,
1959.
Величко А. А. Геологический возраст верхнего палеолита центральных районов
Русской равнины. Изд-во АН СССР, 1961.
Величко А. А. Стратиграфия лёссовых отложений в перигляциальной зоне вал-
дайского и московского оледенений.— В кн.: «Палеогеография четвертичного
период^ СССР», Изд-во МГУ, 1961а.
Величко А. А. Рельеф и стратиграфия четвертичных отложений района днепров-
ского оледенения.— В кн.: «Рельеф и стратиграфия четвертичных отложений
северо-запада Русской равнины», Изд-во АН СССР, 19616.
Величко А. А. О палеогеографии эпохи верхнего палеолита бассейна Средней
Десны.— Материалы Всес. совещ. по изуч. четверт. периода, т. 1, Изд-во АН
СССР, 1961в.
Величко А. А., Морозова Т. Д. Микулинская ископаемая почва, ее особенно-
сти и стратиграфическое значение.— В кн.: «Антропоген Русской равнины и его
стратиграфические компоненты», Изд-во АН СССР, 1963.
Вендланд К. Н. Геология и петрология Алмалыкского района.—Труды Средне-
аз. индустр. ин-та. Горный фак-т, вып. 2 (10), 1938.
Вернадский В. И. Очерки геохимии. ОНТИ, 1934.
Виленкин В. Л., Ремизов И. Н. Наблюдения в краевой ледниковой и прилед-
никовой зонах Сумской и Полтавской областей.— В кн.: «Природные ресурсы
Левобережной Украины и их использование», Изд-во Харьковск гос. ун-та, 1961.
Вислоух И. К. Лёсс. Его значение и происхождение.— Изв. Русск. геогр. об-ва,
выц. 2. Дискуссия, вып. 4, 1915.
Виталь Д. А. Современные карбонатные конкреции соленых озер Кулундинской
степи и их генезис.— Труды ГИН АН СССР, вып. 125, серия геол., № 46, 1950.
Воронкевич С. Д. Микроскопическое изучение изменения структуры лёссовых
пород при просадке.— В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых грунтах»,
Изд-во Воронежск, гос. ун-та, 1963.
Воронов Ф. И. Просадки в лёссах Средней Азии. Изд-во Комитета наук Уз.ССР,
1938.
Втюрин Б. И. Криогенное строение четвертичных отложений. Изд-во АН СССР,
1964.
Высоцкий Г. Н. Природа и культура растений на Велико-Анадольском участке.
СПб., 1898.
Высоцкий Г Н. Гидрологические и гео-биологические наблюдения в Велико-
Анадоле.— Почвоведение, 1899, № 1, 2, 3.
Высоцкий Г. Н. О глубокопочвенном (полнопочвенном) почвоведении.— Почво-
ведение, 1934, № 6.
Галицкий В. В. К изучению четвертичных отложений и геоморфологии хребта
Каратау.—Изв. Всес. геогр. об-ва, т. 65, вып. 6, 1933.
Ганешин Г. С. Некоторые закономерности распространения и особенности строе-
ния четвертичных отложений СССР. (К выходу в свет карты четвертичных отло-
жений СССР в масштабе 1 : 5 000 000).— Материалы по четверт. геологии и
геоморфологии СССР, новая серия, вып. 4, Госгеолтехиздат, 196Е
Гафуров В. О химическом составе лёссовых пород Приташкентского района.—
Изв. АН Уз.ССР, № 6, 1953.
Гевельсон Т. А. Материалы к выяснению участия растительности в процессе
континентального соленакопления.— Труды Почв, ин-та АН СССР, т. 9, 1934.
Гедройц К. К- Учение о поглотительной способности почв. Изд. 3, ОГИЗ, 1932.
Герае и м о в И. П. Проблема генезиса и возраста лёссовых отложений в палео-
географическом освещении.— Изв. Гос. геогр. об-ва, т. 71, вып. 4, 1939.
Герасимов И. П. Почвы Прикаспийской низменности.— В кн.: «Почвы СССР»,
т. 3, Изд-во АН СССР, 1939а.
Герасимов И. П. Древние почвенные и элювиальные образования и их значение
для палеогеографии четвертичного периода.—Труды Ин-та географии АН СССР,
вып. 37,, 1946.
Герае и м о в И. П. Геоморфологические наблюдения в Болгарии.— Пробл. физ.
географии, 1949, вып. 14.
Герасимов И. П. Овраги и балки (суходолы) степной полосы.— Пробл. физ.
географии, 1950, вып. 15.
Герасимов И. П. Лёссы Китая и их происхождение.— Изв. АН СССР, серия
геогр., № 5, 1955.
Герасимов И. П. Крупнейший геолог и географ нашей страны — академик
В. А. Обручев.— В кн.: «Вопросы геоморфологии и палеогеографии Азии», Изд-во
АН СССР, 1955а.
Герасимов И. П. К вопросу о лёссе Китая.— Природа, 1957, № 5.
17* 259
Герасимов И. П. Погребенные почвы и их палеогеографическое значение.—Ма-
териалы Веер. Совещ. по изуч. четверт. периода, т. Г, Изд-во АН СССР, 1961а.
Герасимов И. П. Современная природа Сибирского полюса холода.— В кнл
«XIX Международный географический конгресс в Стокгольме», Изд-во АН
СССР, 19616.
Герасимов И. П. Лёссообразование и почвообразование.—Изв. АН СССР, серия
геол., № 2, 1962а.
Герасимов И. П. Лёссообразование и почвообразование.—Изв. АН СССР, серия
геогр., № 1, 19626.
Герасимов И. П., Глазовская М. А. Основы почвоведения и география почв.
Географгиз, 1960. •
Герасимов И. П., Иванова Е. Н. Процесс континентального соленакопления в
почвах, породах, подземных водах и озерах Кулунданской степи (Западная Си-
бирь).— Труды Почв, ин-та АН СССР, т. 9, 1934.
Герасимов И. П., Марков К. К- Ледниковый период на территории СССР.
Физико-географические условия ледникового периода.— Труды Ин-та географии
АН СССР, вып. 33, 1939.
Герасимов И. П., Марков К. К. Четвертичная геология. Учпедгиз, 1939а.
Герасимов И. П., Щукевич М. М. Петрографический состав некоторых почво-
образующих наносов СССР.— Пробл. сов. почвоведения, 1939, сб. 8.
Геренчук К. И. Солифлюкция как фактор образования покровных суглинков на
морене.— Уч. зап. МГУ, вып. 25, 1939.
Герсеванов Н. М. Конференция по лёссовидным грунтам и по исследованию
грунтов как оснований сооружений.— Строит, пром., 1935, № 6.
Гинзбург И. И. Ближайшие задачи при решении важнейших проблем минерало-
гии глин.— В кн.: «Исследование и использование глин», Изд-во Львовск. гос.
ун*та, 1958.
Гитерман Р. Е. Этапы развития четвертичной растительности Якутии и их-значе-
ние для стратиграфии.— Труды ГИН АН СССР, вып. 78, 1963.
Глазовская М. А. Почвенно-географический очерк Австралии. Географгиз, 1952.
Глазовская М. А. Эоловые отложения на ледниках Тянь-Шаня.— Природа,
1954, № 2.
Глазовская М. А. Погребенные почвы, методы их изучения и их палеогеографи-
ческое значение.— В кн.: «Вопросы географии», Изд-во АН СССР, 1956.
Глинка К- Д- Первая агрогеологическая конференция в Будапеште.— Почвоведе-
ние, 1909, № 2.
Глинка К- Д. К вопросу о классификации Туркестанских почв,—Почвоведение,
1909а, т..2, № 4.
Глинка К- Д. Глубокопочвенные гумусовые образования и их генезис.— Почво-
ведение, 1916, № 1.
Глинка К. Д. Почвоведение. Изд. 5. Сельхозгиз, 1932.
Глухов И. Г. Лёссы водного происхождения на орошаемых территориях некото-
рых районов Средней Азии.— Труды Совещ. по инж.-геол. свойствам горных пород
и методам их изучения, т. 1, 1956.
Глухов И. Г. Фильтрация воды из каналов в лёссбвых породах и просадочные
явления на орошаемых участках.— Гидротехника и мелиорация, 1956а, № 10.
Глухов И. Г. О соотношении террас и лёссов Средней Азии.— Материалы Всес.
совещ.. по изуч. четверт. периода, т. 3, Изд-во. АН СССР, 1961.
Говорухин В. С. Пятнистые тундры и пликативные почвы Севера (к 50-летию
теории пятнистых тундр В. Н. Сукачева).— Землеведение, 1960, новая серия,
т. 5 (45).
Гончар Г. Я-, Гапонов Е. А. Лёссы и лёссовидные суглинки террас лево-
бережья Нижнего Днестра.— Четверт. перюд, 1961, вып. 13, 14, 15.
Гопкинс Д. и др. Постоянномерзлые породы и грунтовые воды Аляски.— В кн.:
«Мерзлые породы Аляски и Канады». ИЛ, 1958.
Горбунов Б. П. О водопроницаемости лёссовидных грунтов с нарушенной струк-
турой.— Труды Ин-та сооружений, вып. 2, 1951.
Горбунов Н. И. Закономерности распространения глинистых минералов в главней-
ших типах почв СССР.— Почвоведение, 1956, № 2.
Горбунов Н. И., Семенова М. Г., Сун Да-чен. Образование вторичных
минералов на первой стадии формирования почв.— В кн.: «Доклады к собранию
Международной комиссии по изучению глин», Изд-во АН СССР, 1960.
Горело вС. К. О следах перигляциальных образований на юго-востоке Русской
равнины.— В кн.: «Вопросы криологии при изучении четвертичных отложений»,
Изд-во АН СССР, 1962.
Горецкий Г. И. О перигляциальной формации.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт.
периода АН СССР, № 22, 1958.
Горецкий Г. И. Погребенные почвы, погребенный почвенный делювий и трещины
усыхания как стратиграфические документы при инженерно-геологических изыска-
ниях.— Труды Гидропр.оекта, сб. 9, 1963.
260
Горностаев Н. Н. Четвертичные отложения северных предгорий Джунгарского
Алатау.— Изв. Зап.-Сиб. отд. Геолкома, т. 9, вып. 1, 1929.
Гоц М. А. Опытный дренаж в условиях обводненных лёссов.— Бюлл. техн, информа-
ции Фундаментпроекта, № 8 (18), 1958.
Грабовская Б. Строительные свойства «сандомирских» лёссов — В кн.: «Вопросы
строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. инж.-строит. ин-та, 1961.
Грабовская Б., Ковальский В. Общая характеристика лёссовых образований
Польши с учетом их строительных свойств. Там же.
Гравис Г. Ф. Особенности строения солифлюкционных отложений тундры.—В кн.:
«Условия и особенности развития мерзлых толщ в Сибири и на Северо-Востоке»,
Изд-во АН СССР, 1963.
Граман Р. О происхождении и образовании лёсса в средней Европе.— Бюлл.
Информ, бюро. АИЧПЕ, № 3—4, Геолразведиздат, 1932.
Григорьев А. А. Геология, рельеф и почвы северо-западной части Лено-Алдан-
ского плато й Верхоянского хребта,—Материалы Комиссии по изуч. Якутской
АССР, вып. 4, Изд-во АН СССР, 1926.
Гричук В. П. О пыльцевой флоре четвертичных отложений (лессов и других
пород) юга Европейской части СССР.— Изв. АН СССР, серия геогр. и геофиз.,
№ 4, 1940.
Гричук В. П. Основные результаты микропалеоботанического изучения четвертич-
ных отложений Русской равнины.— Материалы по изуч. четверт. периода СССР,
вып. 3, 1952.
Гричук В. П. Основные моменты плейстоценовой истории флоры и растительности
Русской равнины и древнее оледенение Евразии.— Труды Комиссии по изуч. четверт.
периода АН СССР, т. 12, 1955.
Гричук М. П. Распространение рода Ephedra в четвертичном периоде на террито
рии СССР в связи с историей ландшафтов.— В кн.: «Материалы по палеогеогра-
фии», вып. I. Изд-во МГУ, 1954.
Грищенко М. Н. Материалы к характеристике условий залегания и возраста
вулканических пеплов четвертичной толщи юга Русской платформы.— Труды
Воронеж, гос. ун-та,-т. 22, 1951.
Грищенко М. Н. К стратиграфии покровных лёссовидных суглинков бассейна
Дона.-—Труды Воронежск. гос. ун-та, т. 48, 1958.
Грищенко М. Н. Стратиграфия покровных лёссовидных суглинков бассейна Верх-
него Дона.— Материалы Всесоюзн. совещ. по изуч. четверт. периода, т. 2, Изд-во
АН СССР, 196 J.
Громов В. И. Палеонтологическое и археологическое обоснование стратигпафии
континентальных отложений четвертичного периода на территории СССР.— Труды
ГИН АН СССР, вып. 64, серия геол., № 17, 1948.
Грот А. И. К вопросу о влиянии солей на дорожные свойства лёссовидных.грун-
тов.— В кн.: «Строительство дорог на засоленных грунтах и подвижных песках»,
Автотрансиздат, 1953.
Гуров А. В. Геологическое описание Полтавской губернии.— Отчет Полтавск. губ.
земству, 1888.
Гус сак В. Б., Насыров Я- М., Скворцов Ю. А., Те тюх ин Г. Ф. Опыт
применения методов почвоведения к изучению лёссовых аккумуляций Приташкент-
ского района.— Уч. зап. САИГИМС, вып. 4, 1960.
Данилова Н. С. Грунтовые жилы и их происхождение.— Материалы к основам
учения о мерзлых зонах земной коры, вып. 3. Изд-во АН СССР, 1956.
Данилова Н. С. Подземные льды долины нижнего течения р. , Вилюя, условия их
образования и палеогеографическое значение.— В кн.: «Современные вопросы ре-
гиональной и инженерной геокриологии», Изд-во «Наука», 1964.
Дарвин Ч. Образование растительного слоя Земли деятельностью дождевых
червей и наблюдения за их образом жизни.—Собр. соч. Ч. Дарвина, т. 2, Био-
медгиз, 1936.
Дарвин Ч. Путешествие натуралиста вокруг света на корабле «Бигль». Изд-во
АН СССР, 1941.
Денисов Н. Я. О некоторых теоретических положениях и экспериментальных до-
казательствах почвенной гипотезы лёссообразования.— Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 2, 1944.
Денисов Н. Я. О природе просадочных явлений в лёссовидных суглинках. Изд-во
«Сов. наука», 1946.
Денисов Н. Я. О связи свойств глинистых пород с климатическими условиями.—
Изв. АН СССР, серия геогр. и геофиз., т. 12, № 3, 1948.
Денисов Н. Я. К оценке гидрологической роли местных затенений в степи.— Поч-
воведение, 1949, № 6.
Д енисов Н. Я. Ответ рецензенту.— Разведка недр, 1950, № 3.
Денисов Н. Я. Строительные свойства лёсса и лёссовидных суглинков, изд. II.
Госстройиздат, 1953.
Денисов Н. Я. Строительные свойства глинистых пород и их использование
в гидротехническом строительстве. Энергоиздат, 1956.
261
Дженни с Дж. Л. .Постоянномерзлые грунты в Канаде (Пер. статьи: J. L. Jen-
nes. Permafrost in Canada. Arctic, v. 2, N 1, 1949).—- В кн.: «Мерзлые породы
Аляски и Канады», ИЛ, 1958.
Дзенс-Литовская Н. Н. Роль растительности в аккумуляции солей в пусты-
не.— Природа, 1942, № 3—4.
Дим о Н. А. Роль и значение термитов в жизни почв и грунтов Туркестана.— Русс,
почвовед, 1916, № 7—40.
Дим о Н. А. Земляные черви в почвах Средней Азии.—Почвоведение, 1938.
'№ 4.
Дмитриев Н. И. К вопросу о ’происхождении лесса УССР.— Уч. зап. Харьковск.
гос. ун-та, № 41, Труды Геогр. фак-та, т. 1, 1952.
Дмитриев Н. И. О стратиграфии лёссовых пород Среднеднепровья и соотноше-
нии лёссовых и моренных горизонтов.— Труды Ин-та геол, наук АН СССР, серия
геоморфологии и четверт. геологии, вып. 1, 1957.
Добровольский В. В. Минералогия карбонатных стяжений из четвертичных
суглинков.— Зап. Всес. минер, об-ва, т. 84, № 2, 1955.
Добровольский В. В. Карбонатные стяжения в почвах и почворбразующих
породах Центрально-Черноземной области — Почвоведение, 1956, № 5.
Добровольский В. В. Исследования карбонатных стяжений из четвертичных
суглинков.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 21, 1957.
Добровольский К. И. Изучение свойств лёссовых грунтов.— В кн.: «Строитель-
ство на лёссовых грунтах», УкрНИТО строителей, 1939.
Докучаев В. В. Русский чернозем. СПб., 1883.
Докучаев В. В. Дилювиальные образования Нижегородской губернии.— Мате-
риалы к оценке земель Нижегородск. губ., Ест.-истор. часть, вып. 13. Геологич.
описание, СПб., 1886.
Докучаев В. В. К вопросу о соотношениях между возрастом и высотой местности,
с одной стороны, характером и распределением черноземов, лесных земель и со-
лонцов— с другой.—Вестник естествознания, 1890, № 1, 1891, №2, 3.
Докучаев В. В. К вопросу о происхождении русского лёсса.— Труды СПб. об-ва
естествоиспыт., т. 22. вып. 2, 1892. 4
Докучаев В. В. Наши степи прежде и теперь. СПб., 1892а.
Доскач А. Г. О псевдоперигляциальных явлениях.— В кн.: «Вопросы криологии
при изучении четвертичных отложений», Изд-во АН СССР, 1962.
Дранников А. М. Строительные свойства лесса и лёссовых грунтов некоторых
пунктов УССР.— Изд-во Геол. упр. УССР, 1940.
Дранников А. М. Опыт строительства на лёссовых грунтах Киева и некоторых
других пунктов УССР. Сб. трудов Совещ. по стррит-ву на лёссовых грунтах.
Днепропетровск, 29—31 мая 1957 г., Киев, 1960.
Дубовская Н. В. Физико-химические свойства почвообразуюЩих лёссовых пород.
Автореф. канд. дисс., Укр. с.-х. ак., Киев, 1964.
Дубровкин В. Л. Лёссовые породы в юго-восточных Каракумах.— Изв. АН СССР,
серия геогр., № 2, 1952.
Дубянский А. А. Предварительные сведения о вулканическом пепле, залега-
ющем в окрестностях г. Павловска.— Труды ЦНИГРИ, вып. 39, 1935.
Дядченко М. Г. О минералогическом составе лёссовых пород Украинской ССР.—
Труды Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт. геологии,
вып. 1, 1957.
Дядченко М. Г. К минералогии- четвертичных отложений Украинской ССР.—
Четверт. перюд, 1961, вып. 13, 14, 15.
Дядченко М. Г. О результатах изучения минералогического состава четвертичных
отложений Украинской ССР и связанных с ними полезных ископаемых.—Мате-
риалы Всес. совещ. по изуч. четверт. периода, т. 2, 1961а.
Елисеев В. И. О строении и фациальном расчленении пролювия (на примере Фер-
ганской впадины). ДАН СССР, 1963, т. 152, № 6.
Жебера К. Стратиграфия некоторых палеолитических стоянок в Чехословакии.—
Материалы Всес. совещ. по изуч. четверт. периода, т. 1, 1961.
Же р н о в И. Е. О грунтовых, почвенных водах и так называемом «внутрипочвен-
ном стоке».— В кн.: «О внутрипочвенном стоке и его роли в гидрологическом
режиме рек и почв», Гидрометеоиздат, 1955.
Жирмунский А. М. К вопросу о происхождении туркестанского лёсса.— Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 3—4, 1925.
Ж ы р м у н с к i А. М. Аб находжанш лёссу Украшы i Беларусь— Весщ АН БССР,
сер!я ф!з.-тэхн, навук, № 4, 1957.
Завалишин А. А. Почвы Кузнецкой лесостепи.— Материалы Кузнецко-Барнаульск. ,
почв, экспед. 1931 г., ч. 3, Изд-во АН СССР, 1936.
Замарин Е. А. Водопроницаемость лесса.— Вестник ирригации, № 12, 1929.
Замарин Е. А. и Решеткин М. М. Просадки и водопроницаемость лёсса.—
Труды Среднеаз. Н.-и. ин-та ирригации, вып. 5, 1932.
Замор1й П. К. Четверт1инш поклади твн1чносх1дно1 частики УРСР.— Четверт.
перюд, 1935, № 9.
262
3 а м о p i й ГТ. К- Про знахщки вулкашчного пеплу в четвертинних фщкладах Крым-
CKoi АРСР, УРСР та Воронезькш обл. РСФСР.— Четверт. перюд, 1936, вып. 12.
Замор 1й П. К- Червонобур! глини УРСР.— Пращ Кшвськ. держ. ун-ту», № 2,
1954.
Заморий П. К. Четвертичные отложения Украинской ССР. Изд-во АН УССР, 1954а.
Заморий П. К- Лёссы юго-западной части Русской равнины.— Труды Ин-та геол,
наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт. геологии, вып. 1, 1957.
Заморий П. К. Стратиграфия четвертичных отложений Украины.— Материалы
Всес. совещ. по изуч. четверт. периода, т. 1, Изд-во АН СССР, 1961.
ЗаморнП. К- Четвертинш вщклади Украиньско! РСР, ч. 1.—Вид. Ки!вськ.
ун-ту, 1961а.
Заморий П. К., Молявко Г. И., Пидопличко. И. Г. Состояние изучен-
ности четвертичных (антропогеновых) отложений Украинской ССР.— Prace Inst.
. Geol., t. 34, Czwartorzgd Europy Srodkowej i Wschodniej. cz. 1. Warszawa, 1961.
Замоли П К., Ткаченко T. О. Нов! дат про зн«ах1дку вулкашчного поп ел у
в товпц четвертинних в!дклад в УРСР.— Доповцц АН УРСР, 1953, № 1.
Захаров С. А. О лёссовидных отложениях Закавказья —Почвоведение, 1910, № 1.
Иванов И. П. Инженерно-геологические свойства лёссовых пород Среднего При-
днепровья и юго-западного склона Средне-Русской возвышенности. Автореф.
канд. дисс. Ленингр. горный ин-т, 1956.
Иванова Е. Н., Герасимов И. П., Неуструев С.' С., Кнорринг-
Неуструева О. Э. Почвенные и ботанико-географические исследования в
Кара-Калпакской автономной области.— Труды Почв, ин-та АН СССР, вып. 3—
4, 1930.
Иверонова М. И. Каменные глетчеры Северного Тянь-Шаня.— Труды Ин-та гео-
графии АН СССР, т. 45, 1950.
Ильин Р. С. К вопросу о генезисе гумусовых горизонтов южно-русского лёсса.—
Русск. почвовед, 1916, № 5—6.
Ильин Р. С. К вопросу о границах подзолистой и лесостепной зон. (Почвы Калуж-
ской губернии).— Почвоведение, новая серия, т. 22, № 3, 1927.
Ильин Р. С. Почвы Калужской губернии.— Вып, 1, Изд-во Гос. почв, ин-та НКЗ,
1928.
Ильин Р. С. О генезисе лёссов и других покровных пород скульптурных равнин.—
Почвоведение, 1930, № 1—2.
Ильин Р. С. Происхождение лёссов в свете учения о зонах природы, смещающихся
в пространстве и во времени.— Почвоведение, 1935, № Г.
Ионеску-Сисешть Л., Ляху Р., Перля В., Лэзереску Ф., Томее-
кун Н. Поведение гидротехнических сооружений на лёссовых грунтах в РНР.—
В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. инж.-
строит. ин-та, 1961.
Кавалер1дзе В. До питания про четвертинш поклад! швденно зих!дньо1 частини
Донбасу.— Четверт. перюд, вып. 1—2, 1930.
Кавеев Т. С. К вопросу о происхождении лёссов на междуречье Дон — Маныч и
Ергенях,— ДАН СССР, 1954, т. 95, № 2.
Кавеев Т. С. Лёссы территории орошения Ростовской области.— Труды Комиссии
по изуч. четверт. периода АН СССР, т. 13, 1957.
Кавеев Т. С. Лёссовые породы территории орошения Ростовской области (условия
залегания и просадочности). Автореф. канд. дисс., МГУ, 1958.
Казаков М. П. К характеристике главнейших типов четвертичных отложений
Европейской части СССР,— Бюлл. МОИП, отд. геол., т. 13, вып. 3, 1935.
Казакова Н. М. Некоторые данные о древнем оледенении Китая.— В кн.: «Во-
просы геоморфологии и палеогеографии Азии», Изд-во АН СССР, 1955.
Карлов Н. Н. Трахиандезитовый вулканический пепел из послетретичных отложе-
ний Южной Молдавии. Природа, 1951, № 4.
Карлов Н. Н. К вопросу о происхождении приднепровского лёсса.— ДАН СССР,
1953, т. 95, № 5.
Карлов Н. Н. Рецензия на книгу: «И. М. Лихарев и Е. С. Раммельмейер. Назем-
ные моллюски фауны СССР, 1952».—Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода
АН СССР, № 18, 1953а.
Карлов Н. Н. К вопросу о номенклатуре и классификации лёссовых алевритов по
гранулометрическому составу.—ДАН СССР, 1955, т. 103, № 6.
Карлов Н. Н. Новые данные о вулканическом пепле г. Днепропетровска в связи
с вопросом о генезисе лёсса —ДАН СССР, 1956, т. 111, № 6.
Карлов Н. Н. Значение работ В. А. Обручева по проблеме генезиса лёсса.—
Очерки по истории геол, знаний, вып. 12, 1963.
Карлов Н. Н. О пирокластическом материале в среднеазиатском лёссе.— Литология
и полезные ископаемые, 1963а, № 2.
Карлов Н. Н., Кравченко А. И. Вулканический пепел в четвертичных суглин-
ках близ Даугавпилса.—Природа, 1951, № 12.
Карлов Н. Н., Кравченко А. И. Четвертичные вулканические пеплы окрестно-
стей г. Днепропетровска.— Труды Комиссии по изуч. четверт. периода, т. 13, 1957,
263
Кац Р. С. Распределение воднорастворимых солеи в лессах юга Украины в зависи-
мости от рельефа.— Почвоведение, 1935, № 4.
Качурин С. П. Реликты вечной мерзлоты на юге Западно-Сибирской низменно-
сти.— Мерзлотоведение, 1947, т. 2, № 1.
Качурин С. П. Лёссовидные породы и просадочные формы рельефа в районах
холодного климата.™ В кн.: «Вопросы геологии Азии», т. 2, Изд-во АН СССР.
1955.
Качурин С. П. Роль многолетнего промерзания и протаивания горных пород в раз-
витии рельефа и формирования рыхлых отложений.— Материалы Всес. совещ.
по изуч. четверт. периода, т. 1. Изд-во АН СССР, 1961.
К е с ь А. С. К вопросу о происхождении лёссовой толщи Северного Китая.— Труды
Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, т. 14, 195*9.
Кесь А. С. Новые данные о лёссах Северного Китая.— Природа, 1959а, № 9.
Кесь А. С. Лёссы и лёссово-красноглинистые породы как эолово-почвенные образо-
вания—Труды Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, т. 19, 1962.
Кесь А. С. Экскурсии лёссового симпозиума по Люблинской возвышенности.—
В кн.: «Научные итоги VI конгресса Международной ассоциации по изучению
четвертичного периода (INQUA)». Изд-во «Наука», Г964.
К и й з Ч. Проблема лёсса и ее связь с валунными глинами.— Бюлл. Информ, бюро
АИЧПЕ, № 3—4, 1932.
Киреев А. А. О криогенной, природе южнорусского лёсса. В кн.: «Научная конфе-
ренция Харьковского сельскохозяйственного института, тезисы докладов», 1961.
К и р и ко в С. В. Изменения животного мира в природных зонах СССР. Лесная
зона и лесотундра. Изд-во АН СССР, 1960.
Кириллов А. А. Исследования уплотняемости лёссовых грунтов при длительной
фильтрации через них воды.— В кн.: «Инженерно-геологические свойства горных
пород и методы их изучения», Изд-во АН СССР, 1962.
Кириченко Н. И. Изменение свойств лёссовидных грунтов при работе их в теле
плотины.— Изв. АН Арм.ССР, т. 4, № 2, 1951.
Кириченко Н. И. К вопросу о просадочности макропористых лёссовидных грун-
тов.— Материалы по инж. геологии, вып. 3, Металлургиздат, 1953.
Кириченко Н. И. Погребенный лёссовый горизонт в Армании.— Изв. АН СССР,
серия геол., № 5, 1954.
Кириченко Н. И. Состав, физические и строительные свойства саксаганских лёс-
совых грунтов. Автореф. канд. дисс., Новочеркасский политехнич. ин-т, 1955.
Кириченко Н. И. К вопросу о карбонатных и гипсовых конкрециях в лёссовых
породах.— Изв. АН Арм.ССР, серия геол, и геогр., т. 11, № 2, 1956.
Кленова М. В. Геология моря. Учпедгиз, 1948.
Ковалев П. В. К вопросу об условиях образования лёссовидных пород на Север-
ном Кавказе.— Изв. Харьковск. отд. Геогр. об-ва СССР, Из^-во Харьковск. гос.
ун-та, 1963.
Ковалев П. В., Ремизов И. Н., Проходский С. И. Новые находки четвер-
тичных вулканических пеплов на левобережной Украине.— В кн.: «Природные
ресурсы Левобережной Украины и их использование», Изд-во Харьковск. гос.
ун-та, 1961.
Ковда В. А. К вопросу об образовании в почвах вторичных карбонатов кальция.—
Труды Почв, ин-та АН СССР, т. 9, 1934.
Ковда В. А. Солончаки. Изд-во АН СССР, 1937.
Ковда В. А. К вопросу о движении и накоплении кремнезема в засоленных поч-
вах.— Труды Почв, ин-та АН СССР, т. 22, вып. 4; 1940.
Ковда В. А. Происхождение и режим засоленных почв, т. I. Изд-во АН СССР,
1946.
Ко л бу то вА. Д. О составе, особенностях залегания и условиях образования лёс-
совых пород на Русской равнине.— Геогр. сб., вып. 10, 1958. '
Колодиева Т. С. К вопросу о количественном содержании газовой составляющей
в лёссовых породах.— В кн.: «Строительство сооружений на лёссовых грунтах»,
вып. 1, Изд-во Воронежск. инж.-строит. ин-та, 1961.
Колодяжная А. А. Режим химического состава атмосферных осадков и их мета-
морфизация в зоне аэрации. Изд-во АН СССР, 1963.
Колоти л ин Н. Ф. К вопросу о генезисе лёссовых пород в предгорьях Заилий-
ского Алатау —Изв. АН Каз.ССР, № 121, серия геол., вып. 16, 1953.
Конаныхин С. И. Об уплотненной лёссовидной породе из Рудного Алтая. а
Материалы по инж. геологии, вып. 2. Металлургиздат, 1953.
Кононова М. М. Проблема почвенного гумуса и современные задачи его изуче-
ния, Изд-во АН СССР, 1951.
Коптев А. И. К вопросу о минералогическом составе лёссовых пород восточной
части Белоруссии.'—Труды Ин-та геол, наук АН БССР, вып. 2, 1960.
Кор?н1ець Н. Л. Про причини вимирання мамонта н тер ритор ii Укравши. В кн.:
«Викопш фауни Украши i сум!жних територш», вып. 1. КиТв, 1962.
К о с т я е в А. Г. К вопросу о происхождении клиновидных тел в четвертичных отло
жениях.— Вестник МГУ, № 4, 1962.
264
Котл об Ф. В. Влияние различия в методике и технике физико-механических
анализов грунтов на результаты лабораторных определений. В кн. «Мат-лы по
лабораторному исследованию грунтов», Госгеолиздат, 1952.
Краев В. Ф. До пытания про причины просадочных язвищ в лёссовых грунтах.—
Геол, ж., 1952, т. 14, № 3.
Краев В. Ф. Ритмичное сложение лёссовой толщи Нижнего Приднепровья как
отражение влияния колебательных движений земной коры в Северном Причер-
номорье.— ДАН СССР, 1955, т. 103, № 3.
Краев В. Ф. Просадочные свойства лёссовых пород Правобережной части Нижнего
Приднепровья. Изд-во АН УССР, 1956.
Краев В. Ф. Инженерно-геологические особенности лёссовых пород Нижнего
Приднепровья.— Труды Совещ. по инж.-геол. свойствам горных пород и методам
их изуч., т. 2. Изд-во АН СССР, 1957.
Красюк А. А. О погребенном гумусовом горизонте Европейской России вообще и
Волыно-Подолии в частности.'— Русек, почвовед, 1916, № 5—6.
Красюк А. А. Почвы и грунты по линии Подольской железной дороги.— Сообщ.
Отд. Почвоведения и сельск.-хоз. Ученого ком-та НКЗ, вып. 28. Пг., 1922.
Кригер Н. И. Четвертичные отложения долины среднего течения Оки и Окско-
Пронского водораздела в связи с историей рельефа.— Землеведение, 1936,
т. 38, № 2.
Кригер Н. И. Лёссы Киргизского хребта.— ДАН СССР, 195Г:, т. 78, № 2.
Кригер Н. И. Опыт комплексного геологического и грунтоведческого изуче-
ния лёссов Киргизии.—Материалы по инж, геологии, вып. 1, Металлургиздат,
1951а.
Кригер Н. И. Лёсс и географическая среда. ДАН CCQP, 1952, т. 86, № 6.
Кригер Н. И. Неогеновые абразионные террасы придунайских стран —Бюлл.
Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 18, 1953.
Кригер Н. И. К методике инженерно-геологического изучения просадочных пород.—
Материалы по инж. геологии, № 3, Металлургиздат, 1953а.
Кригер Н. И. Инженерная сейсмотектоника и вопросы новейших тектонических
движений.— Материалы по инж. геологии, вып. 4, Металлургиздат, 19536.
Кригер Н. И. Некоторые вопросы инженерной биологии.— Природа, 1956, № 2.
Кригер Н. И. Гранулометрический состав лёссовых пород.— Труды Совещ. по
инж.-геол. свойствам горных пород и методам их изуч., т. 2, Изд-во АН СССР,
1957.
Кригер Н. И. Инженерная стратиграфия и отношение к рельефу лёссовых толщ
в связи с оценкой их просадочности.—В кн.: «Сборник трудов совещания по
строительству на лёссовых грунтах», I960.
Кригер Н. И. О распределении влаги в лёссовых породах.— В кн.: «Вопросы
строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск, инж.-строит, ин-та, 1961.
Кригер Н. И. Свойства лёссовых пород и географическая среда.— INQUA, VI th
Congress, Abstracts of papers, Supplement. Poland, 1961a.
Кригер H. И. Лёсс как продукт географической среды. Труды Комиссии по изуч.
четверт. периода АН СССР, т. 19, 1962.
Кригер Н. И. Четвертичные отложения Африки и Передней Азии. Изд-во АН
СССР, 1962а.
Кригер Н. И. Деформации1 лёссовых пород в откосах выемок.— Бюлл. научно-техн,
информации Гидропроекта, № 16, 19626.
Кригер Н. И. Некоторые вопросы истории карстовых процессов в четвертичный
период.— Новости карстоведения и спелеологии, № 3, 1963.
Кригер Н. И. О происхождении лёсса Рудного Алтая.— Труды Комиссии по изуч.
четверт. периода АН СССР, т. 22, 1963а.
Кригер Н. И. Некоторые вопросы изучения лёссовых пород.— В кн.: «Вопросы
строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та, 19636.
Кригер Н. И., Емельянова Е. В. О приближенных методах оценки просадоч-
ных свойств макропористых грунтов.—-Материалы по инж. геологии, № 1.
Металлургиздат, 1951.
Кригер Н. И., Емельянова Е. В. Опыт применения методов математической
статистики к изучению пористости лёссов.— Материалы по инж. геологии,
вып. 3, Металлургиздат, 1953.
Кригер Н. И., Копылова В. П. «Аридные» и «мерзлотные» клинья в Север-
ном Прибалхашье.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР,
№ 29, 1964.
Кригер Н/ И., Кригер К- П. О происхождении лёсса Северной Америки (обзор
литературы).— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 25,
Изд-во АН СССР, 1960.
Кригер Н. И., Крутов В. И., Сорочан Е. А., Тарасова И. В. Совещание
по вопросам строительства на просадочных грунтах.— Основания, фундаменты и
механика грунтов, № 3, 1962.
Кригер Н. И., Москалев М. Р. О каменных лёссах Средней Азии.— Материалы
по инж. геологии, вып. 1, Металлургиздат, 1951.
265
Кригер Н. И., Москалев М. Р; Оплывины лёссовых пород на крутых склонах.
Материалы по инж. геологии, № 3, Металлургиздат, 1953.
Кригер Н. И., Москалев М. Р. Лёссы северных и западных цепей Тянь-Шаня.-—
Материалы по инж. геологии, вып. 3, Металлургиздат, 1953а.
Кригер Н. И., Москалев М. Р., Бекерман С. Г. Об условиях залегания и
происхождении лёсса Средней Азии.— Материалы Всес. совещ. по изуч. четверт.
периода, т. 3, 1961.
Кригер Н. И., Москвитин А. И. Очерк изученности плейстоцена Русской
равнины в пределах РСФСР.— Prace Inst, geol., t. 34, Czwartorzgd Europy
Srodkowej i Wschodniej, cz. 1. Warszawa, 1961.
Кригер H. И., Семенов А. И. К характеристике котловин юго-западной окраины
Чуйской равнины. Пробл. физ. географии, № 16. Изд-во АН СССР, 1951.
Кригер Н. И., Семенов А. И. Роль молодой тектоники- в геоморфогенезе
Малого Каратау и его предгорий.— Изв. Всес. геогр. об-ва, т. 85, № 5, 1953.
Кригер Н. И., Серебряников С. И. О строительстве на лёссовых грунтах.
Основания, фундаменты и механика грунтов, 1960, № 1; — то же: Бюлл. научно-
техн. информации Гидропроекта, № 11, 1960а.
Кригер Н. И., Федотов В. С. (1954). Лёссовые породы бассейна Средней Оки.
ДАН СССР, новая серия, 1954, т. 96, № 2.
Кригер Н. И., Чумаков И. С., Терехина Г. М. К характеристике лёссовых
пород Рудного Алтая. Труды Моск, геол.-развед. ин-та, т. 37, 1961.
Крицук Л. Н. К вопросу о генезисе пустот в многолетнемерзлых горных породах.—
Труды Ин-та мерзлотоведения АН СССР, т. 19, 1962.
Кришнан М. С. Геология Индии и Бирмы. Пер. с англ. ИЛ, 1954.
К р о к о с В. И. . Краткий очерк четвертичных отложений Украины.—Бюлл. МОИП,
отд. геол., № 3—4, (1926. z
Крокос В. И. Ще один доказ на користь еолово! теорп походження лесу.—
Науков1 зап. Кшвських наукова-досл!дч!х кафедр, т. 3, вып. 2, 1926а.
Крокос В. И. Материалы для характеристики четвертичных отложений Восточ-
ной и Южной Украины.— Матер!яли дослщж. • грунпв, Укр., вып. 5, Харьюв,
1927.
Крокос В. И. Грунтотворчи породи Проскур1всько1 округи.—Матер1яли досл1дж.
грунпв Укр., вып. 3, Кшв, 1929.
Крокос В. И. Четвертинш поклади Лубенщини. BicH. Укр. Районого геол.-развед.
упр., вып. 14, 1929а.
Крокос В. И. Четвертинка сер!я Чершпвського району.— Четверт. перюд, вып. 7.
Кшв, 1934.
Крокос В. И. Четвертинка cepin Полтавського району.— Четверт. перюд, в. 8.
Кшв, 1935. *
Коропоткин П. А. Исследование о ледниковом периоде.— Зап. Русск. геогр.
об-ва, т. 1, 1876.
Кругляк С. И. Практика строительства металлургического комбината Запорож-
сталь на лёссовидных грунтах.— В кн.: «Строительство на лёссовидных грунтах»,
1939.
К р ы л к о в Ю. В. Литолого-фациальный анализ четвертичных отложений в районе
проектирования Яванской системы орошения.— Изв. АН Тадж.ССР, отд. геол.-
хим. и техн. наук. вып. 1 (2), I960.
Кугучков Д. М. О карбонатном накоплении в почвах Узбекистана.— Изв. АН
Уз.ССР, № 3, 1953.
Кудрявцев Н. Геологический очерк Орловской и Курской губерний.— Материалы
для геол. России, т. 15, 1892.
Кузнецов С. И., Иванов М. В., Л я л и к о в а Н. Н. Введение в геологическую
микробиологию. Изд-во АН СССР, 1962.
Кузьминов М. П. Лёссовидные грунты в земляных сооружениях, возводимых
гидравлическим способом. Изд-во АН Уз. ССР, 1951.
Куковский Е. Г. О минерале бейделлите.—В кн.: «Исследование и использование
глин». Материалы Совещ. во Львове в мае— июне 1957 г. Изд-во Львовск. гос.
ун-та, 1958.
Кулакова Л. Н., Ливанов В. К. Некоторые результаты определения проса-
дочности лёссовидных грунтов в районе г. Зыряновска.— Бюлл. научно-техн,
информации Гидропроекта, № 16, 1962.
Куница Н. А. Моллюски из четвертичных отложений Киевского плато. Автореф.
канд. дисс. Геол. инет. АН СССР, Киев, 1955.
Куница Н. А. Использование фауны моллюсков для выяснения условий и способов
образования лёссовых пород Среднего Приднепровья.— Материалы Всес. совещ.
по изуч. четверт. пер., т. 1, Изд-во АН СССР, 1961.
Кухарев Н. М. Карстовые пустоты в лёссовидных суглинках и устойчивость
сооружений.— Строит, пром., 1958, № 12.
Кухарев Н. М. Полости в лёссовой толще Красноярского края.— В кн.: «Мате-
риалы Совещания по закреплению и уплотнению грунтов», 1962.
266
К у х а р е в Н. М. Пустоты в толще лёссовидных пород в районе г. Красноярска.—
В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос.
ун-та, 1963.
Кэзди А. Опыт строительства на лёссовых грунтах в Венгрии.— В кн.: «Вопросы
строительства на лёссовых грунтах», Изд-во, Воронежск. инж.-строит, ин-та, 1961.
Лазаренко Е. К. Некоторые вопросы изучения глинистых минералов и глин.—
В кн.: «Исследование и использование глин». Материалы Совещ. во Львове
в мае — июне 1957 года. Изд-во Львовск. гос. ун-та, 1958.
Лаврушин Ю. А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциаль-
ных областей материковых оледенений.—Труды ГИН АН СССР, вып. 87, 1963.
Ланге О. К- К вопросу о генезисе туркестанских лёссов.—Уч. зап. МГУ, вып. 161.
Геология, т. 5, 1952.
Ларионов А. К. О характеристике распределения карбонатов в лёссовых поро-
дах.—ДАН СССР, 1955, т. 102, № 4.
Ларионов А. К. Структура глинистых пород лёссового типа.— В кн.: «Исследо-
вание и использование глин». Материалы Совещ. во Львове в мае — июне
1957 года. Изд-во Львовск. гос. ун-та, 1958.
Ларионов А. К. Вопросы теории просадочности лёссовых грунтов.— В кн.: «Воп-
росы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. инж.-строит.
ин-та, 1961.
Ларионов А. К- О роли свободного воздуха в лёссовых породах в формировании
их свойств.— Строит, сооружения на лёссовых породах, вып. 2, 1963.
Ларионов А. К-, Бостанджиян А. К. Воднорастворимые соединения в лёс-
совых породах Европейской части СССР.— Труды Ростовск.-на-Дону инж.-строит.
ин-та, № 6, 1956.
Ларионов А. К., Приклонский В. А., Ананьев В. П. Лёссовые породы
СССР и их строительные свойства. Изд-во АН СССР, 1959.
Ласкарев В. Д. Два яруса лёсса в Подольской и Хвалынской губерниях.— Зап.
Подольск, об-ва естествоиспыт. и любителей природы, т. 2, 1912.
Ласкарев В. Д. Общая геологическая карта Европейской России, лист. 17. (Гео-
логические исследования в юго-западной России)—Труды Геолкома, новая
серия, вып. 77, 1914.
Ласкарев В. Д. Обзор четвертичных отложений Новороссии.— Зап. Об-ва сельск.
хоз. Южной России, т. 88—89, кн. 1, 1919.
Лебедев А. Ф. О движении солей в почвах, имеющих влажность различных
категорий.— Труды Почв, ин-та АН СССР, вып. 3—4, 19'30.
Лебедев А. Ф. Почвенные и грунтовые воды. Изд. 4, 1936.
Левинсон-Лессилг Ф. Ю. Успехи петрографии в России.— Избр. труды
Ю. Ф. Левинсона-Лессинга, т. 2, Изд-во АН СССР, 1950.
Леп1каш Л. А. Грунты Проскур1вщини (кол. Проскур1вской округи).—Материалы
досл1дж. грунт в Укр., вып. 13. Кшв, 1931.
Леп1каш Л. А. До характеристики четвертинних поклад!в м. Камъянця на По-
Д1ллп.— Четверт. перюд, вып. 1—2. 1931а.
Лепикаш И. А. К минералогии лёссовых образований Украины.—Труды Комиссии
по изуч. четверт. периода АН СССР, т. 4,. вып. 1, 1934.
Леп1каш Л. А. Геоморфолопя i четвертинн1 поклади пониззя р. Самарш i долины
Дшпра В1Д Дшпропетровська до Запор1жжя.— Материалы компл. експед.
в район! Дншрельстану, вып. 1, вид. АН УРСР, Кшв, 1934а.
Лип сон Г. А., Талдыкин Е. М. К минералогии лёссовых пород бассейна верх-
него Дона.— В кн.: «Строительство сооружений на лёссовых грунтах», вып. 2.
Изд-во Воронежск. гос. ун-та, 1963.
Л и сицын К. И. О законах распределения пресных и соленых грунтовых вод
в сухих степях.— Труды Второго Всес. гидрогеол. съезда 1928 г., ч. 2, 1929.
Лисицын К. И. О деформациях суглинистых грунтов Предкавказья в связи с воп-
росом об образовании степных блюдец.— Материалы Сев.-Кавк, геол.-развед.
треста, вып. 1, 4932.
Литвинов А. Я. Следы древних криогенных процессов и явлений в окрестностях
г. Красноярска.— Труды Ин-та мерзлотоведения, т. 18, 1962.
Литвинов А. Я- Следы выветривания повторно-жильных льдов в лёссовых поро-
дах района г. Красноярска.— В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых
грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та, 1963.
Литвинов И. М. Опыт строительства Южно-Трубного завода (Никопольстроя)
на лёссовых грунтах.— В кн.: «Строительство на лёссовидных грунтах», 1939.
Литвинов И. М. Выступление по докладам на Всесоюзном совещании по воп-
росам лабораторного изучения грунтов в Москве в 1940 г.— В кн.: «Материалы
по лабораторным исследованиям грунтов», Госгеолиздат, 1952.
Литвиненко А. У., Танатар-Бараш 3. И. Лёссовидные породы района
Днепропетровска.— Научные зап. Днепропетровск, гос. ун-та, т. 53, 1956.
Л и т я н у Э. Карта четвертичных отложений внекарпатской части Румынской на-
родной республики.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР,
№ 23, 1959.
267
Лихарев И. М., Раммельмейер Е. С. Наземные моллюски фауны СССР.
Изд-во АН СССР, 1952.
Личков Б. Л. О террасах Днепра и Припяти.— Материалы по общей и прикл.
геологии, вып. 95, 1928.
Личков Б. Л. К вопросу о существовании пустынь в четвертичное время в Евро-
пе.— Зап. Киевск. об-ва естествоиспыт., т. 27, вып. 3, 1928а.
Личков Б. Л. О так называемых ископаемых пустынях четвертичного времени
в Европе.—Труды Геогр. отд. КЕПС, вып. 2, 1930.
Личков Б. Л. Современный литогенез на материковых равнинах —Изв. АН СССР,,
серия геогр. и геофиз., т. 8, № 5—6, 1945.
Личков Б. Л. Зональная деятельность наземных и почвенных вод в истории
Земли в связи с проблемой образования лёссов и глин.— Труды Ин-та геол, наук
АН УССР, серия геоморфологии и четверт. геологии, вып. 1, '1957.
Л о в ы г и н Н. И. Свойства лёссовых грунтов территории БССР.— В кн.: «Вопросы
строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. инж.-строит. ин-та,.
1961.
Ломаева Е. Т. Спорово-пыльцевые комплексы лёссов юга Украины.— Труды
Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт. геологии, вып. 1,
Ломаева Е. Т. История изучения спор и пыльцы из четвертичных (антропогено-
вых) отложений УССР.— Четверт. перюд, 1961, вып. 13, 14, 15.
Ломаева Е. Т. Некоторые результаты изучения спорово-пыльцевого состава чет-
вертичных отложений Украинской ССР.— Материалы Всес, совещ. по изуч.
четверт. периода, т. 1. Изд-во АН СССР, 1961а.
Ломонович М. М, Лёссы и лёссовидные породы северного склона Заилийского
Алатау. Автореф. докт. дисс., АН Каз.ССР, Алма-Ата, 1950.
Ломонович М. И. Осадочная зональность в составе лёсса Заилийского Алатау.—
Изв. АН Каз.ССР, № 403, серия геол., вып. 13, 1951.
Ломонович М. И. Погребенные почвы в лёссе Заилийского Алатау.— Вестник
АН Каз. ССР, № 3, 1952.
Ломонович М. И. Выступление в прениях.— Труды. Всес. рабочего совещ. пси
итогам изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз. ССР, 1953.
Ломонович М. И. Проблема лёсса и лёссовидных пород в Казахстане.— Вестник
АН Каз.ССР, № II- (94), 1953а.
Ломонович М. И. Происхождение лёсса Заилийского Алатау.— Изв. АН
Каз.ССР, № 124, серия геол., вып. 17, 19536.
Ломонович М. И. Условия распространения, морфология и состав лёссов и
лёссовидных пород северного склона Заилийского Алатау,— Труды Всес. рабо-
чего совещ. по итогам изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г. Изд-во АН
Уз. ССР, 1953в. *
Ломонович М. И. Лёсс в Казахстане (с предисл. акад. В. А. Обручева). Изд-во,
АН Каз.ССР, 1955.
Ломонович М. И. Коллоидные минералы, микроагрегатность и происхождение
лёсса Заилийского Алатау.— В кн.: «Вопросы геологии Азии», т. 2, Изд-во АН
СССР, 1955а.
Ломонович М. И. Генезис лёсса юго-восточного Казахстана на примере Заилий-
ского Алатау.— Труды Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, т. 13,
1957.
Ломонович М. И. Четвертичные отложения и генезис лёсса юго-восточного
Казахстана на примере Заилийского Алатау.— Материалы Всес совещ. по изуч.
четверт. периода, т. 3. Изд-во АН СССР, 1961.
Ломонович М. И. Письма В. А. Обручева о лёссе.— Изв. АН Каз. ССР, серия
геол., вып. 6 (57), 1963.
Ломонович и др. Илийская долина, ее природа и ресурсы. Изд-во АН Каз.ССР,
1963.
Лоренцов И. Ф. Происхождение лёссовых пород и их классификация.— В кн.:
«Вопросы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та,
1963.
Лукашев К. И. Да пытання об утварэннй i уласщвасцях лессавых грунтоу.—
Becni АН БССР, серия физ.-техн, навук, № 4, 1956.
Лукашев К. И. Генетические типы и фации антропогеновых отложений. Изд-во
АН БССР, 1960.
Лукашев К. И. Проблема лёссов в свете современных представлений. Изд-во
АН БССР, 1961.
Лукашев К- И. Краткий очерк состояния изучения четвертичных (антропогено-
вых) отложений Белоруссии.— Ргасе Inst. Geol. t. 34, Czwartorzgd Europy
Srodkowej i Wschodniej, cz. 1. Warszawa, 1961a.
Лукашев К. И., Добровольская И. А. О химическом составе лёссовых от-
ложений Белоруссии.— ДАН БССР, 1958, т. 2, № 4.
Лукашев К. И., Добровольская И. А. О химическом составе лёссовых
пород Белоруссии.— ДАН БССР, 1959, т. 3, № 8.
268
Лукашев К. И., Добровольская И. А. Химический состав лёссовых пород
Белоруссии.— ДАН БССР, 1960, т. 4, № 1.
Лукашев К. И., Дромашко С. Г. Минералогический состав лёссовых пород
Белоруссии.— ДАН БССР, I960, т. 4, № 5.
Лукашев К. И., Дромашко С. Г. Некоторые петрографические особенности
лёссовых пород Белоруссии.— ДАН БССР, 1960а, т. 4, № 8,
Лукашев К. И., Дромашко С. Г. Некоторые данные по минералогии глинис-
той фракции лёссовых пород Белоруссии.— ДАН БССР, 19606., т. 4, № 11.
Лукашев К. И., Стэцка I. I. Географ1чныя асабл1васц1 распаусюджання ле-
савых пород на тэрыторьп Беларусь— Весщ АН БССР, серия ф!з.-тэхн. навук,
1958, № 1.
Лукашев К. И., Федулова Л. Г. Химический состав лёссовых пород из райо-
нов Рутковичей и Дуброво.— ДАН БССР, 1960, т. 4, № 7.
Лунгерсгаузен Г. Ф. Лёсс и его вероятные аналоги в дочетвертичных отло-
жениях СССР.— Сов. геология, 1958, № 10.
Лунгерсгаузен Л. Ф. О времени накопления надпойменных террас бассейна
р. Орель.— Пробл. сов. геологии, 1931, № 1.
Луцкий П. И. Вулканический пепел в четвертичных отложениях северной окраины
Донбасса.—Материалы Совещ. по изуч. четверт. периода, т. 2, Изд-во АН
СССР,, 1961.
Лучицкий В. И. Вулканические пеплы Воронежской области. Изд-во Воронежск.
гос. ун-та, 1939.
Л ы с е н к о М. П. О механическом (элементарном) составе лёссовых грунтов.—
ДАН СССР, 1949, т. 69, № 2.
Лысенко М. И. О лёссовидности красно-бурых глин юга Украины.— ДАН
СССР, 1951, т. 78, № 1.
Лысенко М. И. К характеристике красно-бурых водораздельных глин.— Уч. зап.
Ленингр. гос. ун-та, № 159, серия геол, наук., вып. 3, 1953.
Лысенко М. П. Некоторые соображения о гранулометрическом составе лёссовых
грунтов Европейской части СССР.— Уч. зап. Ленингр. гос. ун-та, № 189, серия
геол. наук. вып. 6, 1955.
Лысенко М. П. Каменные лёссы в Средней Азии.— Природа, 1955а, № 10.
Лысенко М. П. Лёссовидная порода с надпойменной террасы реки Ералка
(Южный Урал).—ДАН СССР, 1956, т. 108, № 6.
Лысенко М. П. Каменный лёсс из верховьев р. Яван (приток р. Вахш) в Таджи-
кистане.— Уч. зап. Ленингр. гос. ун-та, № 209, серия геол, наук, вып. 7, 1956а.
Лысенко М. П? Материалы к познанию рязанских лёссов.— Труды Ленингр,
об-ва естествоиспыт., т. 69, № 2, 1957.
Лысенко М. П. О лёссовидных породах Донбасса.— Вестник Ленингр. гос. ун-та,
№ 12, серия геол, и геогр., вып. 2, 1961.
Лысенко М. П. О составе и свойствах лёссовидных суглинков западного склона
Приволжской возвышенности (на примере лёссовидных суглинков района Пен-
зы).—ДАН СССР, 1961а, т. 138, № 4.
Лысенко М. П. О зависимости между показателями свойств лёссовых пород и
степенью их просадочности.— Вестник Ленингр. гос. ун-та, № 24, серия геол, и
геогр., 19616.
Л ы с е н к о М. П. К вопросу о зональности лёссовых пород Европейской части
СССР,—ДАН СССР, 1962, т. 142, № 4.
Лысенко М. П. Состав, инженерно-геологические свойства и зональность лёссо-
вых пород Европейской части СССР. Авторефер. докт. дисс., Моск. гос. унив.,
1962а.
Лысенко М. П. Пример влияния рельефа на свойства лёссовых пород.— В кн.: «Во-
просы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та, 1963.
Лысенко М. П., Серышков О. С. Некоторые новые данные о составе и свой-
ствах погребенных почв в лёссовых породах юга Украины.— ДАН СССР,
1959, т. 127, № 3.
Львова Е. В. Условия образования и характеристика лёссовидных суглинков на
орошаемых площадях Северо-Крымского канала.— Бюлл. научно-техн, инфор-
мации Укр. ин-та гидротехники и мелиорации, № 3, 1957.
Львова Е. В. Условия образования лёссовидных пород степного Крыма.— Мате-
риалы Всес. совещ. по изуч. четверт. периода, т. 2, Изд-во АН СССР, 1961.
Ляйэлль Ч. Геологические доказательства древности человека с некоторыми
замечаниями о теориях происхождения видов. СПб., 1864.
Ляйэлль Ч. Руководство к геологии, или древние изменения Земли и ее обита-
телей по свидетельству геологических памятников. Т. 1. СПб., 1867.
Мавлянов Г. А. Некоторые данные об аллювиальных лёссовидных породах
Узбекистана.— ДАН СССР, 1948, т. 60, № 7.
Мавлянов Г. А. К характеристике аллювиальных лёссовидных пород некоторых
районов Узбекистана. Изв. АН Уз.ССР, № 2, 1948а.
Мавлянов Г. А. О влиянии воднорастворимых солей на сжимаемость лёссовидных
суглинков.— Труды Лабор. гидрогеол. проблем АН СССР, т. 3. 19486.
269
Мавлянов Г. А. Генезис лёсса и лёссовидных пород как основной фактор в
оценке их физических свойств.™ Труды Ин-та геологии АН Уз.ССР, вып. 3, 1949.
Мавлянов Г. А. Распространение генетических типов лёсса и лёссовидных пород
Узбекистана и их просадочность.™ Труды Лабор. гидрогеол. проблем АН СССР/
Мавлянов Г. А. О влиянии пористости пород на просадку —Труды Лабор.
гидрогеол. проблем АН СССР, т. 6, 19496.
Мавлянов Г. А. О происхождении лёсса и лёссовидных пород южных районов
Средней Азии —Материалы по изуч. четверт. периода СССР, вып. 2, Изд-во
АН СССР, 1950.
Мавлянов Г. А. Материалы к характеристике эолового лёсса центральной и
южной частей Средней Азии.—Зап. Уз. отд. Всес. минер, об-ва, № 4, 1953.
Мавлянов Г. А. Физико-механические свойства и состав лёсса и лёссовидных
пород Приташкентского района.™ Труды Всес. рабочего совещ. по итогам изуч.
четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз.ССР, 1953а.
Мавлянов Г. А. Выступления в прениях.— Тр. Всес. рабочего совещ. по итогам
изуч. четверт. периода в гор. Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз. ССР, 19536.
Мавлянов Г, А. О влиянии грунтовых вод на просадочность лёссовых и лёссо-
видных пород.—ДАН Уз.ССР, № 4, 1954..
Мавлянов Г. А. О генетических типах лёссов и лёссовидных пород центральной
и южной частей Средней Азии и их инженерно-геологических свойствах.— Труды
Совещ. по инж.-геол. свойствам горных пород и методам их изуч., т. 1, 1956.
Мавлянов Г. А. Генетические типы лёссов и лёссовидных пород центральной и
южной частей Средней Азии и их инженерно-геологические свойства. Изд-во
АН Уз.ССР, 1958.
Мавлянов Г. А. Элювиальные лёссовидные породы, образовавшиеся из рогови-
ков.— Труды 2-го Уз. гидрогеол. совещ., 1958а.
Мавлянов Г. А. О лёссах и лёссовидных породах Туркестана.— Уч. зап.
САИГИМС, вып. 4, 1960.
Мавлянов Г. А., Воронов Ф. И., Исламов А. И., Назаров М. 3., Ка-
сымов С. М. Инженерно-геологические условия.— В кн.: «Геологические и
инженерно-геологические условия Узбекистана», т. I, Изд-во АН Уз.ССР, 196-3.
Мавлянов Г. А., Юсупов С. М. Минералогический состав террасовых отложе-
ний р. Чирчик как показатель относительного возраста речных террас.— ДАН
СССР, 1947, т. 57, № 6.
Мазуров Г. П. Физико-механические свойства ледниковых грунтов.— Уч. зап.
Ленингр. гос. ун-та, № 159. Геология, вып. 3, 1953.
Мазуров Г. П. Инженерно-геологическая характеристика -покровных отложений
севера Европейской части СССР.™ В кн.: «Инженерно-геологические свойства
горных пород и методы их изучения», Изд-во АН СССР, 1962.
Макарочкин М. Ф., Шар ай В. Н., Ловыгин И. И. Состав и строительные
свойства лёссовидных грунтов БССР. Гос. изд-во БССР, 1959.
Македонов А. В. Некоторые закономерности географического распространения
современных конкреций в осадках и почвах.— Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 3, 1957.
Максимович Г. А. Пористость геосфер.™ Изв. АН СССР, серия геогр. и гео-
физ., т. 8, № 5, 1944.
Максимович Г. А. О роли атмосферных осадков в переносе растворенных ве-
ществ. ДАН СССР, 1953, т. 92, № 2.
Малевич И. И. Собирание и изучение дождевых червей-почвообразователей.
Изд-во АН СССР, 1950.
Малиновский Я- Просадочность лёссов Люблинской возвышенности.™ В кн.:
«Вопросы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та,
1963.
Мамаева Л. Я- О составе солевых конкреций в солонцах Заволжья.™ Труды
Почв, ин-та АН СССР, т. 22, вып. 1, 1940.
М а м ы т о в А. Влияние дождевых червей на водопрочность горнодолинных серо-
земных почв.— Почвоведение, № 8, 1953.
Мануков С. А. Изменение пористости лёссовых пород Центрального Предкав-
казья при просадочных деформациях.— В кн.: «Просадочные деформации лёс-
совых пород Центрального Предкавказья», Изд-во АН СССР, 1963.
Марков К. К. Геоморфологический очерк Северного Памира и Вахии по наблюде-
ниям 1932—Д933 гг.— Труды Ледниковой эксп. АН СССР, вып. 1. Памир, 1936.
Марков К. К. О форме и происхождении морен в горах.— Уч. зап. МГУ, вып. 119.
География, кн. 2, 1946.
Марков К. К. О физико-географических условиях времени образования лесса на
территории СССР.-— Тезисы докладов Совещ. по изуч четверт. периода, 1948.
Марков К. К- Некоторые данные о перигляциальных явлениях в Антарктиде.
Уч. зап. МГУ, № 1, 1956. „ А
Марков К. К., Б о д и н а Э. Л. Карта перигляциальных образовании Антаркти-
ды.— Антарктика, доклады за 1960 г„ Изд-во АН СССР, 1961.
270
Маслов В. П. Карбонатные желваки органического происхождения.— Бюлл.
МОИП, отд. геол., т. 27, вып. 4, 1952.
Матвиенко Е. М. Лёссовый покров внеледниковой и приледниковой зоны
Среднего Приднепровья.— Труды Йн-та геол, наук АН УССР, серия геоморфо-
логии и четверт. геологии, вып. 1, 1957.
Машковцев С. Ф. Геологическое описание восточной части Ташкентского листа.—
Труды ЦНИГРИ, вып. 27, 1935.
Мельник М. Е. Фауна моллюсков лёссов УССР.— Труды 2-й Междунар. конфер.
АИЧПЕ, вып. 3, 1933.
Мельник В. И. Минералогический состав лёссовых пород некоторых опорных разре-
зов Украины.— Четверт. перюд, 1961, вып. 13, 14, 15.
Мехтиева В. Л. Распространение организмов в современных и древних глинисто-
алевритовых осадках.—Труды Ин-та микробиологии АН СССР, вып. 9, 1961.
Миддендорф А. Очерки Ферганской долины. Пер. с нем. В. И. Ковалевского.
СПб., 1882.
Минков М. Втвърден льос.— «Строителство», т. 5, № 8. София, 1958.
Минков М. Фациальные изменения и просадочность лёссовых пород северной Болга-
рии.— В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых грунтах», изд-во Воронежск.
гос. ун-та, 1963.
Минков М. Физико-механични свойства на льосовите скали между реките Скомле
и Огоста.— Трудове Върху геол, на България, серия инж.-геол. и гидрогеол.,
кн. 2, 1963а.
Мирчинк Г. Ф. Послетретичные отложения Черниговской губернии и их отношение
к аналогичным отложениям Европейской России, ч. 1.—Прилож. к № 1 журн.
«Вестник Моск, горной акад.», ч. 2, 1923.
Мирчинк Г. Ф. Послетретичные отложения Черниговской губернии и их отношение
к аналогичным отложениям Европейской России, ч. 2.— Мемуары геол. отд. об-ва
любит, естествознания, антропологии и этнографии, вып. 4, 1925.
Мирчинк Г. Ф. О физико-географических условиях эпохи отложения верхнего
горизонта лёсса на площади Европейской части СССР.—Изв. АН СССР, серия VII,
отд. физ.-мат. наук, № 2, 1928.
Мирчинк Г. Ф. О соотношении континентальных четвертичных отложений Русской
равнины и Кавказа.— Изв. Ассоциации н.-и. кафедр при МГУ, 1929, т. 2, № 3—4.
Михайлов Цв. Льосът и льосовидните образувания между долините на Огоста и
Искър.— Изв. Геогр. ин-та Бълг. АН, т. 5. София, 1961.
Михальи-Лайьи И. Классификация венгерских разновидностей лёсса и прочих
образований сыпучей пыли.— Acta geol. Acad. Sci. Hung., t. 2, N 1—2. Budapest,
1953.
M о л о д ы x И. И. Лёссовые породы южной части Ангаро-Окинского междуречья.—
Изд-во Вост.-Сиб. фил. АН СССР, 1958.
Молодых И. И. О лёссовидных отложениях междуречья Белая — Ангара — Унга.—
Труды Вост.-Сиб. фил. АН СССР, вып. 10, 1959.
Молодых И. И. О происхождении лёссовидных пород Приангарья.— Труды Вост.-
Сиб. фил. АН СССР, вып. 17, 1959а.
Молодых. И. И. Просадочность лёссовых пород Приангарья.—В кн.: «Сборник
трудов Совещания по строительству на лёссовых грунтах. Днепропетровск,
29—31 мая 1957 г.», 1960.
Молодых И. И. Распространение, генезис и просадочные свойства лёссовидных
пород Приангарья.— В кн.: «Инженерно-геологические свойства горных пород и
методы их изучения», Изд-во АН СССР, 1962.
Молчанов Ф. В. Фильтрационная способность лёссовых пород.— Изв. высших
учебных завед. Серия строительства и архитектуры, № 2, 1961.
Молчанов Ф. В. О коэффициенте фильтрации лёссовых пород.—В кн.: «Вопросы
строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та, 1963.
Мор Ф. История Земли. Пер. с нем. П. И. Шульгин. М., 1868.
Морозов С. С. Сравнительные данные механического анализа некоторых карбо-
натных пород по способам акад. Гедройца К. К.» проф. Сабанина А. Н. и
проф. Земятченского П. А.— Почвоведение, 1931, №5.
Морозов С. С. Механический и химический состав некоторых лессов Европейской
части СССР и генетически им близких пород.— Почвоведение, 1932, № 2.
Морозов С. С. Химико-минералогический состав и физико-химические свойства
отдельных гранулометрических фракций лееров Приднепровья и генетических близ-
ких им пород.—Уч. зап. МГУ, вып. 133. Груйтов-едсние, кн. 1, 1949.
Морозов С. С. Тяжелые лёссовидные суглинки четвертичного возраста юго-запад-
ного района Европейской части СССР.— Вестник МГУ, № 5, 1950.
Морозов С. С. Новое в решении проблемы лёсса.— Уч. зап. МГУ, вып. 149. Грун-
товедение, кн. 2, 1951.
Морозов С. С. Классификация лёссовых пород.— Труды Совещ. по инж-геол.
свойствам горных пород и методам их изуч., т. 1, 1956.
Морозов С. С. К вопросу облёссования дисперсных пород четвертичного возраста
271
под влиянием степного типа почвообразования.— Материалы Всес. совещ. по изуч.
четверт. периода, т. I, Изд-во АН СССР, 1961. .
Морозов С. С. Опыт исследования вещественного состава и физических свойств
погребенных почв разных генетических типов в четвертичных отложениях Украины
и Центральной черноземной полосы с палеогеографическими целями.—Там же,
1961а.
Морозов С. С. Классификация лёссовых пород.—В кн: «Инженерно-геологические
свойства горных пород и методы их изучения», Изд-во АН СССР, 1962.
Морозова Т. Д. О применении микроморфологического метода при изучении
погребенных почв.— Изв. АН СССР, серия геогр., № 1, 1962.
Морозова Т. Д. Микроморфологическое изучение погребенных почв в лёссах
средней части Русской равнины и их палеогеографическое значение.— Автореф.
канд. дисс., Инет, геогр. АН СССР, М., 1962а.
Морозова Т. Д. Некоторые результаты микроморфологического изучения лёссов.—
В кн.: «Антропогён Русской равнины и его стратиграфические компоненты», Изд-во
АН СССР, 1963.
Морозова Т. Д. Микроморфологическое изучение погребенных почв.— Почвоведе-
ние, 1963а, № 9.
Москвитин А. И. Погребенные почвы Прилукского округа Украины и время лёс-
сообразования.— Бюлл. МОИП, отд. геол., т. 8, № 3—4, 1930.
Москвитин А. И. Четвертичные отложения окрестностей гор. Таганрога.— В кн.:
«Путеводитель экскурсий 2-й четвертично-геологической конференции» АИЧПЕ,
ОНТИ, М.—Л„ 1932.
Москвитин А. И. Геология Прилукского округа Украины.—Труды Всес. геол.-
развед. объединения, вып. 310, 1933.
Москвитин А. И. К вопросу о стратиграфической самостоятельности отдельных
лёссовых горизонтов Украинской степи.— Пробл. сов. геологии, 1935, т. 5, № 12.
Москвитин А. И. Лёсс и лёссовидные отложения Сибири.—Труды ГИН АН
СССР, вып. 14, серия геол., № 4, 1940.
Москвитин А. И. «Ледяные» клинья, клиновидные трещины и их стратиграфиче-
ское значение.— Бюлл. МОИП, отд. геол., т. 18, № 2, 1940а.
Москвитин А. И. Ответ на статью А. Н. Соколовского «Роль почвенных процес-
сов в генезисе лёсса».— Изв. АН СССР, серия геол., № 4, 1944.
М о ск в ити н А. И. Выступление в прениях на конференции по палеогеографии четвер-
тичного периода в 1941 г.—Труды Ин-та географии АН СССР, вып. 37, 1946.
Москвитин А. И. О следах мерзлоты и необходимости их распознавания.— Мерз-
лотоведение, 1947, т. 2, вып. 1.
Москвитин А. И. Об ископаемых следах «вечной» мерзлоты.— Бюлл. Комиссии
по изуч. четверт. периода АН СССР, № 12, 1948.
Москвитин А. И. Вюрмская эпоха (неоплейстоцен) в Европейской части СССР.
Изд-во АН СССР, 1950.
Москвитин А. И. О возможности применения единой стратиграфической шкалы
к четвертичным отложениям Западной Сибири.— Бюлл. Комиссии по изуч.
четверт. периода АН СССР, № 19, 1953.
Москвитин А. И. Выступления в прениях.— Труды Всес. рабочего совещ. по ито-
гам изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г. Изд-во АН Уз.ССР, 1953а.
Москвитин А. И. Путеводитель экскурсий совещания по стратиграфии четвертич-
ных отложений (Подмосковье — Старая Рязань — Галич). Изд-во АН СССР, 1954.
Москвитин А. И. О лёссовых горизонтах и причинах захоронения межледниковых
почв.— Труды Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт. геоло-
гии, вып. 1, 1957.
Москвитин А. И. Четвертичные отложения и история формирования долины
р. Волги в ее среднем течении.— Труды ГИН АН СССР, вып. 2, 1958.
Москвитин А. И. Новые свидетельства древнейшего оледенения Русской рав-.
нины.—ДАН СССР, 1959, т. 127, № 4.
Москвитин А. И. Опыт применения единой стратиграфической схемы к четвертич-
ным отложениям Западной Сибири.—Труды ГИН АН СССР, вып. 26, 1960.
Москвитин А. И. Плейстоцен Нижнего Поволжья.— Труды ГИН АН СССР,
вып. 64, 1962.
Москвитин А. И. О строении покровных образований древнейших террас
Днестра.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 28, 1963.
Мот уз В. М. К характеристике лёссовых пород Новогрудско-Коричского массива
Гродненской области БССРД- Труды Ин-та геол, наук АН БССР, вып. 1, 1958.
М о т у з В. М. Лёсавидныя йдйладанш пауднёва-усходний часто БССР — Весц!
АН БССР, серия ф1з.-тэхн. навук, № 2, 1959.
Мотуз В. М. Малакофауна из лёссовых пород гор. Минска.— ДАН БССР, 1961,
т. 5, № 8.
Мушкетов И. В. Краткий отчет о геологическом путешествии по Туркестану
в 1876 г.~3ап. СПб. Минер, об-ва, серия 2, ч. 12; 1877. То же, в кн.: «Собрание
сочинений И. В. Мушкетова», вып 1.— Зап. Русск. геогр. об-ва по общей геогра-
фии, т. 39, вып. 1, 1910.
272
Мушкетов И. В. Туркестан. Геологическое и орографическое описание по данным,
собранным во время путешествия С 1874 г. по 4880 г., т. 1, СПб., 1886, т. 2, СПб,
1906; Изд. 2, дополн., т. 1, ч. I1. Пг., 1915.
Мушкетов И. В. Физическая геология. Т. 2. Денудационные процессы, вып. 1.
СПб., 1903; вып. 2, СПб., 1905.
Мшвениерадзе Д. М. Лёссы Грузии. Генезис, современное и древнее строитель-
ство. Гос. техн, изд-во Груз.ССР, 1950.
Н а б о к и х А. И. Состав и происхождение различных горизонтов южно-русских почв
и грунтов.— Сельск. хоз. и лесоводство, 1911, № 2.
Набоких А. И. Ход и результаты работ по исследованию почв и грунтов Харь-
ковск. губернии.— Материалы по исследов. почв и грунтов Харьковск. губ.,
выл. 1, 1914.
Набоких А. И. Краткие заметки о грунтах Подольской губернии и соседних мест-
ностей.— Зап. Подольск, об-ва естествоиспыт. и любителей природы, т. 3, 1915.
Набоких А. И. Факты и предположения относительно состава и. происхождения
послетретичных отложений черноземной полосы России.— Материалы по исследов.
почв и грунтов Херсонской губ., вып. 6, 1915а.
Нагинский.Н. А. Области развевания четвертичных покровов Западно-Сибирской
низменности.—ДАН СССР, 1953, т. 91, № 2.
Назаренко Л. П. Эоловая и флювиогляциальная гипотезы образования лёсса
левобережья р. Днепра в геоморфологическом отношении.—Уч., зап. Харьковск.
гос. ун-та, т. 73, 1956.
Назаров М. 3. О каменном лёссе Приташкентского района.— Уч. зап. САИГИМС,
вып. 4, 1960.
Назаров М. 3. Физико-механические свойства и вещественный состав каменных
лёссов Приташкентского района.— ДАН Уз.ССР, 1960а, № II.
Назаров М. 3., Касымов С. М. Вещественный состав и физико-механические
свойства лёсса и каменного лёсса канала Туя-Тартар,—ДАН Уз. ССР, 1961, № 9.
Наливкин Д. В. Учение о фациях. Т. 2, Изд-во АН СССР, 1956.
Нал ивкин Д. В. К проблеме эолового происхождения лёссов.—Очерки по исто-
рии геол, знаний, вып. 12, Изд-во АН СССР, 1963. . '
Неуструев С. С. Из результатов исследований в Сыр-Дарьинской области.—
Почвоведение, 1909, № 1.
Неуструев С. С. Почвенно-географический очерк Чимкентского уезда Сыр-Дарьин-
ской области.— Труды Почв.-бот. экспед. по исследов. колонизационных районов
. , Азиатской России, ч. 1, Почв, ис,следов. 1908 г., вып. 7, Изд-во Пересел, управл.
СПб., 1910.
Неуструев С. С. Почвенный очерк Андижанского уезда.— Предв. отчет по исслед.
почв Азиатской России в 19Г1 г. СПб., 1912.
Неуструев С, С. К вопросу об исследовании Туркестанского лёсса —Геол, вест-
ник, ч. 1, 1915.
Неуструев С. С. Почвенная гипотеза лёссообразования.— Природа, 1925, № 1—3.
Никитенко Ф. А. Инженерно-геологические свойства лёссовых пород Верхнего
Приобья в связи с их составом и условиями формирования— Изд-во Новосиб. ин-та
инженеров ж.-д. транспорта, 1958.
Никитенко Ф. А. К вопросу о происхождении лёссовидных и лёссовых пород
Приобья.— Изв. высших учебных завед., серия геологии и разведки, № 5, 1958а.
Никитенко Ф. А. Инженерно-геологические свойства лёссовых пород Верхнего
Приобья в связи с условиями их формирования.— Изв. высших учебных завед.,
серия геологии и разведки, № 8, 1959.
Никитенко Ф. А. О форме зерен и минералогическом составе покровных лёссовых
пород Верхнего Приобья —Труды Новосиб. ин-та инженеров ж.-д. транспорта,
вып. 28, 1961.
Никитенко Ф. А. Лёссовые породы Новосибирского Приобья и их инженерно-
геологическая характеристика.— Труды Новосиб. ин-та инженеров ж.-д. транспорта,
вып. 34, 1963.
Никитенко Ф. А. Лёссовые породы Новосибирского Приобья и их инженерно-
геологическая характеристика. Автореф. докт. дисс., 1964.
Никифорова К. В. Выступления в прениях.— Труды Всес. рабочего совещ. по ито-
гам изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз.ССР, 1953, стр. 239.
Обручев В. Н. Закаспийская низменность.— Зап. Русск. геогр. об-ва по общей
географии, т. 20, № 3, 1890; то же, с дополн., в кн.: «В. А. Обручев. Избран-
ные работы по географии Азии», т. 1, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Краткий геологический очерк караванного пути от Кяхты до Кал-
гана.— Изв. Русск. геогр. об-ва, т. 29, вып. 5, 1893; то же, в кн.: «В. А. Обручев.
Избранные труды», т. 1, Изд-во АН СССР, 1958.
Обручев В. А. Краткий геологический очерк пути от Фыньчжоу до Ланьжоу.—
Изв. Русск. геогр. об-ва, т. 29, вып. 5, 1893а; то же, в кн.: «В. А. Обручев.
Избранные труды», т. 1, Изд-во АН СССР, 1958.
Обручев В. А. Орографический очерк Наньшаня.—Изв. . Русск. геогр. об-ва, т. 30,
вып. 1, 1894; то же, в кн.: «В. А. Обручев. Избранные труды», т. 1, Изд-во
АН СССР, 1958.
18 Н. И. Кригер 273
Обручев В. А. О процессах выветривания и развевания в Центральной Азии.—
Зап. Минер, об-ва, серия 2, ч. 33, вып. 1, 1895; то же, с дополн., в кн.: «В. А. Об-
ручев. Избранные работы по географии Азии», т. 3, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Орография Центральной Азии и ее юго-восточной окраины.— Изв.
Русск. геогр. об-ва, т. 31, вып. 3, 1895а; то же, с дополн., в кн.: «В. А. Обручев.
Избранные работы по географии Азии», т. 1, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Центральная Азия, Северный Китай и Няньшань, СПб., т. 1, 1900'
т. 2, 1901.
Обручев В. А. К вопросу о происхождении лёсса (в защиту эоловой гипотезы).—
Изв. Томск, технол. ин-та, т. 13, № 1, 1904; то же, в кн.: «В. А. Обручев.
Избранные работы по географии Азии», т. 3, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Ордос.—В кн.: «Памяти И. В. Мушкетова», 1905; то же, в кн.:
«В. А. Обручев. Избранные труды», т. 2, Изд-во АН СССР, 1960.
Обручев В. А. Эоловый город.—Землеведение, кн. 8, 1911; то же, с дополн.,
в кн.: «В. А. Обручев. Избранные работы по географии Азии», т. 1, Географ-
гиз, 1951.
Обручев В. А. Сыпучие пески Селенгинской Даурии и необходимость их скорей-
шего изучения.— Труды Троицкосавск. отд. Русск. геогр. об-ва, т. 15, вып. 3, 1912;
то же, в кн.: «В. А. Обручев. Избранные работы по географии Азии», т. 3,
Географгиз, 1951.
Обручев В. А. О' желтом снеге, выпавшем в Змеиногорском уезде Томской губ.
27—28 января 1911 г.— Труды Томск, об-ва изуч. Сиб., т. 2, 1, 1912а; то же, в кн.:
«В. А. Обручев. Избранные работы по географии Азии», т. 3, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Пограничная Джунгария.— Отчет о путешествиях, совершенных
в 1905, 1906 и 1909 гг., т. 1, вып. 1, прилож. к Изв. Томск, технол. ин-та, 19126.
Обручев В. А. Кучевые пески, как особый тип песчаных накоплений.— В кн.:
«Сборник в честь 70-летия Д. Н. Анучина», 1913; то же, с доб., в кн. «В. А. О б-
р у ч е в. Избранные работы по географии Азии», т. 3, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Пограничная Джунгария.— Отчет о путешествиях, совершенных
в 1905, 1906 и 1909 гг., т. 1, вып. 2, 3, 1914; прилож. к Изв. Томск, технол. ин-та
за 1914 и 1915 гг., 1914а.
Обручев В. А.* К вопросу о северо-африканском лёссе.— Землеведение, кн. 4, 19146;
то же, в кн.: «В. А. Обручев. Избранные работы по географии Азии», т. 3,
Географгиз, 1951,
Обручев В. А. Ворота в Китай.— Изв. Русск. геогр. об-ва, т. 51, вып. 3, 1915; то же,
с дополн. в кн.: «В. А. Обручев. Избранные работы по географии Азии», т. 1,
Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Проблема лёсса.— Природа, № 2, 1929; то же, в Сборнике научных
трудов Моск, горной акад., 1930.
Обручев В. А. Письмо в редакцию (по поводу статьи Л: С? Берга).— Природа,
№ 4, 1930.
Обручев В. А. Проблема лёсса.— Труды 2-й Междунар. конференции АИЧПЕ,
гып. 2, 1933; то же, в кн.: «В. А. Обручев. Избранные работы по географии
Азии», т. 3, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Геология Сибири. Т. 3. Мезозой и кайнозой. Изд-во АН СССР, 1938.
Обручев В. А. От Кяхты до Кульджи. Путешествие в Центральную Азию и Китай.
Изд-во АН СССР, 4940.
Обручев В. А. Пограничная Джунгария. Т. 3, вып. 2, Геологический очерк. Изд-во
АН СССР, 1940а.
Обручев В. А. Страницы из моей жизни.— Изв. Всес. геогр. об-ва, т. 78, вып. 3,
1946; то же, в кн.: «В. А. Обручев. Избранные работы по географии Азии»,
т. 1, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Впадины Центральной Азии и их научные сокровища, ожидающие
изучения.— Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1947; то же, с дополн., в кн.:
В. А. Обручев. Избранные работы по географии Азии, т. 1, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Лёсс как особый вид почвы, его генезис и задачи его изучения.—
Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 12, 1948; то же, с небольш.
изменениями: Материалы по четверт. периоду СССР, вып. 2. Изд-во АН СССР,
1950; В. А. Обручев. Избр. работы по географии Азии, т. 3, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Рецензия на статью Г. А. Мавлянова «Генезис лёсса и лёссовидных
пород как основной фактор в оценке их физических свойств», 1949.— Бюлл. Комис-
сии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 15, 1950.
Обручев В. А. Заметки о двух районах необычайных бурь в Центральной Азии.—
В кн.: «В. А. Обручев. Избранные работы по географии Азии», т. 1, Географ-
гиз, 1951.
Обручев В. А. Лёсс в северо-западной Джунгарии.— Бюлл. Комиссии по изуч.
четверт. периода, № 16, 1951а.
Обручев В. А. Роль и значение пыли в природе.— Изв. АН СССР, серия геогр.,
№ 3, 19516.
Обручев В. А. Новые сведения о распространении лёсса в Каракумах.— ДАН
СССР. 1952, т. 86, № 4.
274
Обручев В. А. Древние жилые пещеры в пустыне Кара-Кум, Природа, 1954, № 8.
Обручев В. А. Лёссы и молодые движения земной коры (Обзор Трудов Всесоюз-
ного рабочего совещания по итогам изучения четвертичного периода в г. Ташкенте
в 1948 г.).— Природа, 1954а, № 12.
Обручев В. А. Эоловые отложения на севере Сибири.—Природа, 19546, № 1.
Обручев В, А. Рецензия на работу Н. М. Дмитриева «К вопросу о происхождении
лёсса (1952)».—Природа, 1954в, № 3.
Обручев В, А. Новые работы по лёссу —Изв. АН СССР, серия геол., 1955.
Обручев В. А. Новые данные о лёссе ВенгрииИзв. АН СССР, серия геол., № 5,
1956; то же: Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 22, 1958.
Обручев В. А. Как и когда возникла и сложилась эоловая теория происхождения
лёсса.— Труды Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт. гео-
логии, вып. 1, 1957.
Обручев В. А. Восточная Монголия. Географическое и геологическое описание.
Ч. 3. Геологическое описание.— В кн.: «В. А. Обручев. Избранные труды»,
т. 1, Изд-во АН СССР, 1958.
Обручев В. А. Лёсс Северного Китая.— Труды Комиссии по изуч. четверт. периода,
т. 14, 1959; то же, с сокращ. в кн.: «В. А. Обручев. Избранные работы по гео-
графии Азии», т. 3, Географгиз, 1951.
Обручев В. А. Географический очерк горной страны Наньшань.—В кн.: «В. А. Об’
ручев. Избранные труды», т. 2, Изд-во АН СССР, 1960.
Огнев Г. Н. Геологические наблюдения на Ленско-Амгинском водоразделе.— Ма-
териалы Комиссии по изуч. Якутской АССР, вып. 22, Изд-во АН СССР. 1927.
Озерецковский А. И., Шаров В. С. Влияние увлажнения и фильтрации воды
и растворов на деформацию лёссовых грунтов.— Сборник НИИ оснований
и подз. сооруж., № 37, 1959.
Оловянишников Г. И. Распределение СаСО3 и МСОз, кремнекислоты и полу-
торных окислов в механических фракциях сероземов Средней Азии и некоторые
особенности почвенных карбонатов.— Почвоведение, 1937, № 7.
Олюнин В. Н., Соколова Е. И. К вопросу о происхождении лёссовидных отло-
жений предгорий Ферганы.— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР,
№ 19, 1953.
Осташев Н. А. Осадки сооружений на лёссовидных грунтах и распространение
влажности в лёссах.— В кн.: «Строительство на лёссовидных грунтах», 1939.
Оствальд В. Цветоведение. Пер. с нем. Промиздат, 1926.
Павлинов В. Н. Некоторые данные о генезисе китайских лёссов.— Труды Комис-
сии по изуч. четверт. периода, т. 14, 1959.
Павлинов В. Н. Некоторые вопросы геологии лёссовых и лёссовидных пород.—
Материалы Совещ. по изуч. четверт. периода, т. 1, Изд-во АН СССР, 1961.
Павлов А. П. Генетические типы материковых образований ледниковой и после-
ледниковой эпохи.— Изв. Геолкома, т. 7, № 16, СПб., 1889; то же в кн.:
«А. П. Павлов. Статьи по геоморфологии и прикладной геологии», Изд-во
МОИП, 1951.
Павлов А. П. О рельефе равнин и его изменениях под влиянием работ подземных
и поверхностных вод.— Землеведение, 1899, т. 5; то же в кн.: «А. П. Павлов,
Статьи по геоморфологии и прикладной геологии», Изд-во МОИП, 1951.
Павлов А. П. О туркестанском и европейском лёссе.— Bull. Soc. Nat. Moscow,
1903, № 4; 1904, то же в кн.: «А. П. Павлов. Статьи по геоморфологии и при-
кладной геологии», Изд-во МОИП, 1951.
Павлов А. П. О древнейших на земле пустынях.— Дневник XII съезда естество-
испыт. и врачей, отд. 1. 1910, то же в кн.: «А. П. Павлов. Статьи по геоморфо-
логии и прикладной геологии», Изд-во МОИП, 1951.
Певе Т. Л. Влияние постоянномерзлых пород на обрабатываемые поля в районе
Фэрбенкса. Аляска.— В кн.: «Мерзлые породы Аляски и Канады», ИЛ, 1958.
Перельман А. Известковые конкреции Каракумов и Кызылкумов.— ДАН СССР,
1951, т. 78, № 5. _
Пентковский Р. Б. Распространение и характер лёссовых пород в Польше и
практика строительства на этих грунтах.— В кн.: «Вопросы строительства на
лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. инж.-строит. ин-та, 1961.
Петров Б. Ф. О происхождении лессов Бийской степи.— Почвоведение, 1937, № 4.
Петров Б. Ф. Значение ископаемых древних почв для четвертичной п^егеогра-
фии.— Материалы по четверт. периоду СССР, вып. 2. Изд-во АН СССР, 1950.
Петров Б. Ф. Выступление в прениях.— Труды Всес. рабочего Совещ. по итогам
изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз.ССР, 1953.
Петров В, П. Проблема монотермита.— В кн.: «Исследование и использование
глин». Материалы Совещ. во Львове в мае — июне 1957 г. Изд-во Львовой. ун-та..
1958. v 1
Пидопличко И. Г. О ледниковом периоде. Изд-во Киевск. гос. ун-та, Киев, вып. 1,.
1946; в. 2, 1951; в. 3, 1954; в. 4, 1956.
Пидопличко. И. Г. Ископаемые остатки животных из лёссовых отложении;
УССР.— Труды Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт. гео-
логии, вып. 1, 1957.
Плот н и к о в гН. И. Выступления в прениях.— Труды Всес. рабочего совещ. по ито-
гам изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз. ССР, 1953.
Подгородниченко В. И. Просадочные блюдца — гидрогеологический фактор
степных суглинистых водоразделов.— Разведка недр, 1952, № 4.
Подгородииче н к о В. И. О погребенном лёссе в скифских глинах на Ергенях.—
Изв. АН СССР, серия геол., № 7, 1957.
Позер Г. Северная граница лёсса и позднеледниковый климат.— В кн.: «Вопросы
геологии четвертичного периода», ИЛ, 1955.
Пол ынов Б. Б. Кора выветривания. Ч. 1, Изд-во АН СССР, 1934.
Пол ынов Б. ,Б. Геоморфологические условия распределения продуктов выветрива-
ния—Труды Первого Всес. геогр. съезда, вып. 3, Секционные засед., 1934; то же,
в кн.: «Б. Б. Пол ынов. Географические работы», Географгиз, 1952.
П о л ы н о в Б., Быстров С. Об изменении растворов солей, циркулирующих
в почвах.— Почвоведение, 1932, т. 27, № 3.
П о л ь ск и й М. Н. О некоторых новых путях изучения плодородия и структуры
почв.— Почвоведение, 1955, !№ 5.
Пономарев Г. М., Седлецкий И. Д. О генезисе почв черноземного и солон-
цового рядов в Черниговской лесостепи.— Труды Почв, ин-та АН СССР, т. 24, 1940.
Пономарева С. И. Скорость образования в почве кальцита дождевыми червями.—
ДАН СССР, 1948, т, 61, № 3.
Пономарева С. И. Влияние жизнедеятельности дождевых червей на создание
устойчивой структуры дерново-подзолистой почвы.— Труды Почв, ин-та АН СССР,
т. 41, 1953.
Попов А. И. О происхождении покровных суглинков Русской равнины.— Изв.
АН СССР, серия геогр., № 5, 1953.
Попов А. И. Таймырский мамонт и проблема сохранения остатков мамонтовой
фауны в четвертичных отложениях Сибири.— В кн.: «Ледниковый период на тер-
ритории Европейской части СССР и Сибири», Изд-во МГУ, 1959.
Попов А. И. Перигляциальные образования Северной Евразии и их генетические
типы,— В кн.: «Перигляциальные явления на территории СССР», Изд-во МГУ, 1960.
ПоповА. И. Покровные суглинки и полигональный рельеф Большеземельской
тундры.— В кн,: «Вопросы географического мерзлотоведения и перигляциальной
морфологии», Изд-во МГУ, 1962.
Попов А. И. О псевдомерзлотных образованиях.— Вестник МГУ, № 3, 1962а.
Попов А. И., К о с т я е в А. Г. Карты перигляциальных образований Азии, совре-
менных и среднеплейстоценовых.— В кн.: «Вопросы географического мерзлотове-
дения и перигляциальной морфологии», Изд-во МГУ, 1962.
Попов В. В. К вопросу о «лёссовой проблеме»,—Бюлл. Комиссии по изуч. четверт.
периода АН СССР, № 19, 1953.
Попов В. В. Закономерности распределения континентальных Ътложений в связи
с молодыми движениями на примере Иссыккульской и других впадин Тянь-Шаня.—
Труды Всес. рабочего совещ. по итогам изуч. четверт. периода в Ташкенте
в 1948 г., Изд-во АН Уз. ССР, 1953а.
П о п о в В. В. Выступления в прениях.— Труды Всес. рабочего совещ. по итогам изуч.
четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз. ССР, 19536.
Попов В. В. Классификация лёссовых пород.— Труды Ин-та геол, наук АН УССР,
серия геоморфологии и четверт. геологии, вып. 1, 1957.
Попов- В. В. Основные принципы подхода к генетической классификации пород
лёссовой формации.— Труды 2-го Узбекист. гидро-геол, совещ. 1958 г., 1959,
Попов В.1 И. Фациальное развитие: осадков горных склонов и подгорных пустын-
ных районов.— Материалы по четверт. периоду СССР, вып. 2, Изд-во АН СССР,
1950.
Попов -И.’ В. Основы инженерно-геологического грунтоведения.— Труды СПЕЦГЕО,
вып. 9, 1941. '
Попов Й. В; О составе и происхождении лёссовидных пород северо-западного
Предкавказья.— Вопросы теорет. и прикл. геологии, сб. 2, Изд-во Моск, геол.-раз-
вед. ин-та, 1947.
Попов И. В. Очередные задачи гидрогеологии, важные для инженерной геологии.—
Труды Лабор. гидрогеол. проблем АН СССР, т. 3, 1948.
Попов И. В., Кудрявцев М. М. Изменение физико-механических свойств не-
которых карбонатных пород в связи с изменением поглощенных оснований.—
Гидрогеология и инж. геология, сб. 4, 1937.
Попов И. В., Танкаев а Л. К. Исследование природы структурных связей
в лёссах (на примере лёссов нижнего течения р. Вахш).— Вестник МГУ, серия 4,
Геология, № 1, 1961.
П р а в о с л а в л е в П. А., А н ш е л е с О. М. Вулканический пепел из лёссовидных
суглинков правого побережья р. Кубани у ст. Темижбекской.— Труды Ленингр.
об-ва естеетвбиСпыт., т. 10, вып. 1, 1930.
Прасолов Л. И. О почвах долин юго-западной части Центрального Тянь-Шаня.—
Труды Почв.-бот. экспед. по исследов. колонизационных районов Азиатской Рос-
сии, ч. 1, Почв, исследов. 1908 г,, вып. 5, Изд-во Пересел, управл., СПб., 1909.
276
Прасолов Л. И. О почвах Лепсинского уезда.— Труды Почв.-бот. экспед. по ис
следов, колонизационных районов Азиатской России, ч. 1; Почвенные исследования
1909 г., вып. 4, СПб., 1911.
Преображенский И, А. К вопросу о происхождении туркестанского лёсса.—
Почвоведение, 1914, № 1—2.
Приклонский В. А. Грунтоведение. Ч. Г, 1949; ч. 2, 1952, Госгеолиздат.
Приклонский В. А. Инженерно-геологическая классификация лёссовых пород.—
Труды Совещ. по инж.-геол. свойствам горных пород и методам их изуч., т. 2,
Изд-во АН СССР, 1957.
Приклонский В. А., Окнина Н. А. Диффузионные процессы в глинистых
породах.— В кн.: «Доклады к собранию Международной комиссии по изучению
глин». Изд-во АН СССР;, 1960.
Пуркин А. В. Выступления в прениях.— Труды Всес. рабочего совещ. по итогам
изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г. Изд-во АН Уз. ССР, 1953.
Л яс ко в с к и й Б. В. Рецензия на статью В. И. Крокоса. «Ще од» док-аз на
користь еолово! теорп похождения лесу».—'Почвоведение, 1927, № 4.
Пясковский Б. В. Лёсс как глубокопочвенное образование.— Почвоведение,
1946, № 11.
Пясковский Б. В. О путях к разрешению сущности процесса лёссообразования.—
Изв. Всес. геогр. об-ва т. 82, № 2, 1950.
Пясковский Б. В. Проблема"лёссов в ее историческом развитии.—Вопросы гео-
графии, сб. 24, Географгиз, 1951.
Пясковский Б. В. Что такое лёсс?— Материалы по инж. геологии, вып. 3, Метал-
лургиздат, 1953.
Пясковск|ий Б. В. Об одной форме контакта лёсса с материнской породой. Поч-
воведение, 1956, № 7.
Пясковский Б. В. О двух точках зрения на лёсс (Письмо в редакцию).— Почво-
ведение, 1957, № 5.
Равский Э. И. Перигляциальные явления и перигляциальные зоны плейстоцена
Восточной Сибири.— В кн.: «Вопросы геологии антропогена». Изд-во АН СССР,
1961.
Ракитин А. А. Литологические типы f лин скифского яруса Доно-Сальского водо-
раздела и их минералогические особенности.— Уч. зап. Ростовск.-на-Дону гос.
ун-та, т. 23, вып. 5, 1954.
Раскатов Г. И. О генезисе лёссов Предкарпатской равнины.— Труды Геол, фак-та
Воронежск. гос. ун-та, т. 39, 1955.
Р атеев М. А. £*оль климата и тектоники в генезисе глинистых минералов осадочных
пород.— В кн.: «Доклады к собранию Международной комиссии по изучению глин»,
Изд-во АН СССР, 1960.
Резвой Д. П. «Брекчии осыпей» Южной Ферганы, как своеобразный тип четвертич-
ных отложений.— Землеведение, новая серия, т. 4 (44), 1957.
Резолюция рабочего совещания по изучению четвертичного периода. С приложением
особого мнения А. И. Москвитина и М. И. Ломоновича.— Труды Всес. рабочего
совещ. по итогам изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз. ССР,
1953.
Резолюция совещания по лёссовым породам Украинской ССР. Киев (16 июня—1 июля
1955 г.). Изд-во АН УССР, 1955, *
Рейнгард А. Л. Четвертичная система. Континентальные отложения.— В кн.:
«Геология СССР», т. 9, Северный Кавказ, ч. 1, Геологическое описание, Госгеол-
издат, 1947.
Ремизов И. Н. Ископаемые следы «вечной» мерзлоты и их значение для стратигра-
фии четвертичных отложений Украины.—В кн.: «Природные ресурсы Левобереж-
ной Украины и их использование», Изд-во Харьковск. гос. ун-та, 1961.
Ремизов И. Н., Ковалев П. В. Физико-географические условия накопления
бугскрго яруса лёсса на Украине.— Изв. Харьковск. отд. Геогр. об-ва СССР, 1963.
См. также в кн.: «Тезисы чтений, посвященных памяти проф. Н. И. Дмитриева»,
Изд-во Харьк. ун-та, 1963.
Решеткин М. М. К вопросу о способах определения пористости лёссовых грун-
тов.— Вестник ирригации, 1952, № 11.
Ризниченко В. В. Левобережные террасы Днепра от Прохоровки до Кремен-
чуга.— В кн.: «Путеводитель 2-й четвертично-геологической конференции АИЧПЕ»,
ОНТИ, 1932.
Рихтер К. Стратиграфическое значение явлений перигляциальной солифлюкции в
северной части Нижней Саксонии.— В кн.: «Вопросы геологии четвертичного пе-
риода», ИЛ, 1955.
Роде А. А. Несколько слов о лёссообразовании.— Почвоведение, 1942, № 9—10.
Роде А. А. Почвенная влага. Изд-во АН СССР, 1952.
Родионов Н. В. Изучение доломитовой муки.— Труды Лабор» гидрогеол. пробдрм
АН СССР, т. 6. Изд-во АН СССР, 1949.
Рождественский Е. Д. О групповом составе коллоидно-илистых частиц лес-
совидных грунтов и его значении.— ДАН СССР, 1953, № 9,
277
Рождественский Е. Д. Физико-технические свойства лёссовых грунтов Узбе-
кистана. Изд-во АН Уз. ССР, 1960.
Рождественский Е. Д., Обельченко А. Н. Влияние солевого комплекса
на характерные влажности лёссовидных грунтов,—Труды Ин-та сооружений, вып. 2,
1951.
Рождественский Е. Д., Шульгина В. П. Об уплотнении лёссовых грун-
тов.— Гидротехника и мелиорация, 1952, № 1.
Рождественский Е. Д., Шульгина В. П. О сорбционной способности лёс-
совидных грунтов и влиянии на нее некоторых солей.— Изв. АН Уз. ССР, № 5,
1953.
Розанов А. Н. Сероземы Средней Азии. Изд-во АН СССР, 1951.
Розанов А. Н. Проблема лёсса и сероземообразование.— Почвоведение, 1952, № 7.
Розанов А. Н.. III у к е в и ч М. М. Минералогический состав лёссовидных пород
Средней Азии.—Почвоведение, 1943, № 9—10.
Розен М. Ф. Рыхлые отложения и история формирования рельефа Западного
Алтая.— Изв. Всес. геогр. об-ва, т. 88, № 3, 1956.
Ром а но в с к и й Г. Д. Геологический палеонтологический обзор северо-западного
Тянь-Шаня и юго-восточной части Туранской низменности.— Материалы для гео-
логии Туркест, края, вып. 1. СПб., 1878.
Романовский И. Н. Мерзлотные структуры облекания. «Biul. perygl.», N 7, 1960.
Ромоданова А. П. Лёссовые породы Причерноморья.— Труды Ин-та геол, наук
АН УССР, серия геоморфологии и четверт. геологии, вып. 1, 1957.
Рослый И. М. Четвертичные (антропогеновые) отложения Донбасса.— Четверт.
перюд, вып. 13, 14, 15. Кшв. 1961.
Рослый И. М. Стратиграфия лёссовой толщи правобережья Нижнего Придне-
провья.— Материалы Всесоюзн. совещ. по изуч. четверт., периода, т. 2. Изд-во
АН СССР, 1961а.
Рубинштейн А. Л., Кириллов А. А., Балаев Л. Г. Строительные свой-
ства лёссовых грунтов,—Гидротехника и мелиорация, 1955, № 8.
Рябченков А. С. Новые данные о происхождении украинского лёсса.— ДАН
СССР, 1954, т. 98, № 4.
Рябченков А. С. К вопросу о происхождении лёсса Украины в свете минерало-
гических данных.—Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 20,
1955.
Рябченков А. С. О минералого-петрографическом составе и происхождении лёс-
совидных пород Донецкого кряжа.— Бюлл. МОИП, отд. геол., т. 32, № 3, 1957.
Рябченков А. С. Следы многолетней мерзлоты ледникового периода в бассейне
Верхнего Дона.—Вопросы гидрогеологии и инж. геологии, сб, 18, 1959.
Рябченков А. С. О происхождении лёсса и лёссовидных пород Русской равнины
в свете минералогических данных.— Бюлл. МОИП, отд. геол., -в: 35, вып. 2, 1960.
Рябченков А. С. Результаты сравнительного изучения минералогического состава
четвертичных отложений западной части Русской равнины.— Материалы Всесоюзн.
совещ. по изуч. четверт. периода, т. 2, Изд-во АН СССР, 1961.
Рябченков А. С. О происхождении лёссовидных пород Донецкого кряжа.— Во-
просы гидрогеологии и инж. геологии, сб. 19, 1961а.
Саваренский Ф. П. Гидрогеологический очерк Муганской степи.— Изд. Закавк.
опытно-исслед. ин-та водного хоз. Тифлис, 1931; то же, в кн.: «Избранные сочинения
Ф. П. Саваренского», Изд-во АН СССР, 1950.
Собинов Н. И., Францессон В. А. Материалы к познанию почв и лёссовой
толщи степи Государственного заповедника «Чапли» (б. Аскания Нова).— Вютшк
Держ. степи, запов. «Чапли», № 3, 1928.
Салов И. Н. К вопросу о происхождении лёссовидных суглинков Смоленской
области.— Бюлл. МОИП, отд. геол., № 5, 1954.
Самодуров П. И. Геохимическая сущность лёссообразовательного процесса.—
Труды Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт. геологии,
вып. 1, 1957.
Самодуров П. И. Минералогия и генезис лёссовых и красноцветных пород юго-
западных областей СССР, ч. 1, 2, 3. Изд-во Якутск, гос. ун-та, 1957а.
Сахарова М. П. Опыт изучения инфильтрации поверхностных вод в лёссовидных
грунтах на Днепрострое.— Строит, пром., 1935, № 6.
Сахарова М. П. К методике исследования грунтов под сооружения в районах
развития макропористых пород.—Труды Н.-и. сектора Фундаментстроя, сб. 7, 1937.
Седенко М. В. Минералогический состав лёссовидных суглинков Восточного Пред-
кавказья.—Зап. Всес. минер, об-ва, ч. 79, № 4, 1950.
Седлецкий И. Д. Образование вторичного коллоидного кварца.— Почвоведение,
1938, № 6.
Седлецкий И. Д. Коллоидно-дисперсная минералогия. Изд-во АН СССР, 1945.
Седлецкий И. Д. География минералов.— Изв. АН СССР, серия геол., т. 12, № 4,
1948.
Седлецкий И. Д. Коллоидно-дисперсные минералы и эоловое происхождение
лесса нижнего Дона.— ДАН СССР, 1951, т. 84, № 5.
278
Седлецкий И. Д. Коллоидно-дисперсные минералы и генезис песчаного лёсса
возвышенности Карабиль в Туркмении.— ДАН СССР, 1952, т. 86, № 4.
Седлецкий И. Д. Коллоидно-дисперсные минералы и происхождение лёсса Ростов-
ской области.— ДАН СССР, 1953, т. 90, № 2.
Седлецкий И. Д. Коллоидно-дисперсные минералы и эоловый генезис лёсса района
г. Запорожья.— ДАН СССР, 1954, т. 96, № 2.
Седлецкий И. Д. Коллоид но-дисперсные минералы лёссов просадочных блюдец
Ростовской области.— Уч. зап. Ростовск.-на-Дону гос. ун-та, т. 23, вып. 5, 1954а.
Седлецкий И. Д. Коллоидные минералы — геологические термометры.— Природа,
19546, № 9.
Седлецкий И. Д. Степные блюдца.— Природа, 1954в, № 3.
Седлецкий И. Д., Ананьев В. П. Эоловое происхождение и состав минералов
лёсса Северного Китая.— ДАН СССР, 1953, т. 90, № 4.
Седлецкий И. Д., Ананьев В. П. Минералогический состав и эоловое проис-
хождение лёсса Северного Китая.— Уч. зап. Ростовск.-на-Дону гос, ун-та, т. 23,
вып. 5, 1954.
С i д л е ц ь к и й И. Д., Ананьев В. П. Мшералопчний склад i похождения лесу.—
Наук. Зап. Кшвск. держ. ун-та, т. 13, вып. 13, зб. Геогр. фак.-та № 3, 1954а.
Седлецкий И. Д., Ананьев В. П. Новые данные о лессе.— Труды Комиссии
по изуч. четверт. периода АН СССР, т. 13, 1957.
Седлецкий И. Д., Ананьев В. П. Глинистые минералы лёссовых пород
СССР — в кн.: «Исследование и использование глин». Материалы Совещ. во Львове
в мае — июне 1957 г., Изд-во Львовск. гос. ун-та, 1958.
Седлецкий И. Д., Ананьев В. П., Куценко А. Е. Состав и происхождение
лёсса Венгрии,— ДАН СССР, 195(4, т, 94, № 5.
Седлецкий И. Д., Бураева А. Г. Коллоидно-дисперсные минералы лёссовид-
ных суглинков нижнего течения р. Дон в связи с явлениями просадок.— Уч. зап.
Ростовск.-на-Дону гос. ун-та, т. 18, 1952.
Седлецкий И. Д., Ларионов А. К. Коллоидно-дисперсные минералы и водно-
физические свойства связных грунтов.— ДАН СССР, 1955, т. 102, № 5.
Сергеев Е. М., Минервин А. В. Сущность процесса облёссования в подзо-
листой зоне.— Вестник МГУ, Геология, № 3, 1960.
Сибирцев Н. М. Почвоведение. СПб., 1901. См. новое изд.: Н. М. Сибирцев.
Избр. соч., т. 1, Сельхозгиз, 1951.
Сидоренко А. В. Эоловая дифференциация вещества в пустыне.— Изв. АН СССР,
серия геогр., № 3, 1956.
Сидоренко А. В. Известковые накопления (каличе) в пустынях Мексики.—
Изв. АН СССР, серия геол., № 1, Г958.
Скворцов Ю. А. Проблема туркестанского лёсса.— Труды Всес. геол.-развед.
объединения, вып. 225, 1932.
Скворцов Ю. А. К вопросу о стратиграфическом значении погребенных почв
в толщах лёсса.—За недра Средней Азии, 1933, № 3.
Скворцов Ю. А. Элементы новейших тектонических движений Узбекистана.—
Труды Среднеаз. гос. ун-та, новая серия, вып. 12, 1949.
Скворцов Ю. А. Юные тектонические движения Тянь-Шаня и генезис лёсса При-
ташкентского района,—Труды Всес. рабочего совещ. по итогам изуч. четверт.
периода в г. Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз. ССР„ 1953.
Скворцов Ю. А. Выступления в прениях.— Труды Всес* рабочего совещ. по итогам
изуч. четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз.ССР, 1953а.
Скворцов Ю. А. К характеристике среднеазиатских лёссов.— Труды Среднеаз,
гос. ун-та, вып. 49, 1957.
Скворцов Ю. А. О периодичности тектонических движений как основе для страти-
графии четвертичных отложений на примере Узбекистана.— Материалы Всес.
Совещ. по изуч. четверт. пер., т. 1, Изд-во АН СССР, 1961.
Скляров Г. А. К вопросу о деятельности кротов в почвах дерновоподзолистой
зоны.— Почвоведение, 1953, № 8.
Смирнов В. А. Физико-механические свойства лёссов и лёссовидных суглинков
юга Украины в связи с изменением их водного режима. Автореф. канд. дисс.,
1954.
Соболев Д. Н. О стратиграфии четвертичных отложений Украины.— Бюлл. Комис-
сии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 2, 1930,
Соболев С. С. Новые данные по истории развития рельефа и генезису лёссов юга
Европейской части Союза ССР.— Почвоведение, 1937, № 4.
Соколов А. А. К вопросу о роли дождевых червей в образовании почв Северо-
Западного Алтая.— Труды Ин-та Почвоведения АН Каз. ССР, т. 2, 1953.
Соколов Д. В. О микроорганизмах в подпочвенных слоях и о биохимических
факторах выветривания.— Изв. АН СССР, № 5, 1932.
Соколов Д. В., Виноградова О. С.л Элькинд Г. А. О некоторых новых фак-
торах выветривания горных пород.— Труды Ин-та строит, матер, вып. 34, 1930
Соколов Н. А. Общая геологическая карта России, лист 48. Мелитополь, Бердянск,
Перекоп, Берислав.— Труды Геолкома, т. 9, № 1, 1889.
279
Соколов Н. Н. Геоморфологический очерк Черкесского округа.— Труды Сев.-
Кавк, ассоциации институтов, № 65, ин-т математики и естествознания при Сев.-
Кавк. гос. ун-те вып. 12, 1930.
Соколов Н. Н. О возрасте и эволюции почв в связи с возрастом материнских пород
и рельефа.— Труды Почв, ин-та АН СССР, вып. 6, 1932.
Соколов С. И. Почвы бассейна реки Малой Алматинки и опасность грязекамен-
ных потоков.— Изв. АН Каз. ССР, серия почвоведения, № 3, (28), 1946.
Соколовский А. Н. Лёсс как продукт выветривания и почвообразования. —
Почвоведение, 1943, № 9—10.
Соколовский А. Н. Роль почвенных процессов в генезисе лёсса.— Изв. АН СССР,
серия геол., № 6, 1943а.
Соколовский А. Н. Значение физико-химических свойств лёсса для познания
его генезиса.— Труды Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт.
геологии, вып. 1, 19517.
Соколовеький И. Л. Лесов! породи району долины р. Молочно! та деяк! ix
'Вл<астивость.— Геол, ж., 1956, т. Гб, Яз 2.
Соколовский И. Л. Инженерно-геологическая характеристика лёссовых пород
западной части УССР.—Труды Совещ. по инж.-геол. свойствам горных пород и
методам их изуч., т. 2, 1957.
Соколовский И. Л. Лёссовые породы западной части УССР.— Труды Ин-та геол,
наук АН УССР, серия геоморфологии и четерт. геологии, вып. 2, 1958.
Соколовський И. Л. Викопш грунти в лесових породах захщно! частини УРСР —
Геол, ж., 1958а, т. 18, № 3.
Соколовский И. Л. О значении минералогического анализа лёссовых пород
западной части УССР для установления способа их образования.— Четверт. перюд.
1961, вып. 13, 14, 15.
Соколовский Т-1. Л. Региональные и генетические типы лёссовых пород.— Четверт.
перюд, 1961а, вып. 13, 14, 15.
Соколовский И. Л. О происхождении и возрасте лёссовых пород Украи-
ны.— Материалы Всес. Совещ. по изуч. четверт. периода, т. 1, Изд-во АН СССР,
19616.
Соколовски й И. Л. Генетические типы лёссовых пород западной части Украи-
ны.— Там же, т. 2, 1961 в.
Спиридонов А. И. О происхождении лёссовых пород.— Вестник МГУ, № 5, 1960.
Станеску Е., Кыйыцыны Д., Метакса В. Исследования просадки лёсса под
опытными фундаментами больших размеров.— В кн.: «Вопросы строительства
на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та, 1963.
Стеванови^. Б. П. Фауна и состав барског леса у Београду.—Геолошки Анали
Балканск. полуостр., кн. 16. Београд, 1929.
Стефанов Г. Строительные свойства лёссовых грунтов Болгарии.— В кн.: «Вопро-
сы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск, гос. ун-та, 1963.
Стефанов Г., Кремакова Б. Строительни свойства на българските льосова
почва. София, 1960.
Страхов Н. М., Бродская Н. Г., Князева Л. М. и др. Образование осадков
в современных водоемах. Изд-во АН СССР, 1954.
СтремековА. Я. К вопросу о происхождении ориентированных озер.— В кн.:
«Многолетнемерзлые горные породы различных районов СССР». Изд-во АН СССР,
1963.
Сукачев В. Н. Палеофитология лёссовых пород в связи С их происхождением.—
Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода, № 6—7, 1940.
Сукачев В. Н., Долгая 3. К- Об ископаемых растительных остатках в лёссовых
породах в связи с их происхождением.—ДАН СССР, 1937, т. 15, № 4.
Сукачев В. Н., Долгая 3. К. Микрофитопалеонтологическое исследование лёсса
и лёссовидных суглинков в связи с их происхождением.—Труды Сов. секции
JNQUA, вып. 5, Госгеолиздат, 1941.
Супрычев В. А. Карбонатные новообразования в почвообразующих породах При-
сивашья,— Почвоведение, 1963, № 4.
Т а д ж и е в Ф. X. О свойствах лёсса в зависимости от состава обменных катионов.—
Труды Среднеаз. политехи, ин-та, вып. 9, 1959.
Танкаева Л. К- Природа структурных связей и плывунность лёссов бассейна
нижнего течения реки Вахш. Автореф. кандид. дисс., МГУ, 1964.
Танфильев Г. И. География России, Украины и примыкающих к ним с запада
территорий в пределах России 1914 г. Ч. 2, вып. 1, 1922.
Тейбер Ст. Происхождение илов (silt) Аляски.— В кн.: «Мерзлые породы Аляски
и Канады», ИЛ, 1958.
Теребинский В. Г. Горные лессы Юго-Восточного Казахстана.— Материалы по
инж. геологии, вып. 4, Металлургиздат, 1953.
Тетюхин Г. Ф. Выступление в прениях.— Труды Всес. рабочего совещ. по итогам
четверт. периода в Ташкенте в 1948 г., Изд-во АН Уз.ССР, 1953.
Титов А. М., Федоров И. В. Водопонижение в лёссовидных грунтах.— Сборник
трудов Совещ. по строит, на лёссовых грунтах в Днепропетровске 29—31 мая
1957 г. Киев, 1960.
280
Токарь Р. А, Что называется лёссовидным грунтом.— В кн.: «Плывуны, лёссовид-
ные и мерзлые грунты как основание сооружений». Труды Всес. н.-и. ин-та по
основаниям и фундаментам инж. сооружений (ВИОС), сб, 5. 1933.
Толстихин Н. И. К вопросу о минералогическом составе Ташкентского лесса.—
Труды Среднеаз. гос. ун-та, серия VII-а (геол.), вып. 7, 1928.
Толстихин Н. И. Послетретичные отложения Приташкентского района.— Материа-
лы по теологии Ср. Азии, вып. 8, 1936.
Трофимов В. Т. Инженерно-геологическая характеристика лёссовых пород окрест-
ностей г. Ханты-Мансийска.— Изв. высших учебных вавед., серия геологии1 и раз-
ведки, № 8, 1963.
Трофимов И. И. Лёссовая проблема в литологическом освещении.— Изв, АН СССР,
серия геол., № 5, 1945.
Трофимов И. И. Лёссы и лёссовидные породы Гиссарской долины и их геотехниче-
ские свойства.— Изв. Всес. геол, фонда, вып. 1, 1946.
Трофимов И. И. (Континентальный литогенезис в пустынях и смежных с ними пред-
горных зонах.— «Материалы по четвер. периоду СССР», вып. 2, Изд-во АН СССР,
1950.
Трофимов И. И. Гологические и гидрогеологические условия сельскохозяйственных
мелиораций на междуречье Хопра и Медведицы.— Труды Лабар, гвдрогеол. про-
блемы АН СССР, т. 9, Изд-во АН СССР.
Трофимов И. И. План преобразования природы и его гидрогеологическое и физи-
ко-географическое значение.— Бюлл. Ком. изуч. четверт. периода АН СССР, № 16,
1951.
Трофимов И. И. Группа лёссовых пород Таджикистана (опыт комплексных иссле-
дований)Труды Всес. рабочего совещ. по итогам изуч. четверт. периода в Таш-
кенте в 1948 г., Изд-во АН Уз. ССР, 1953.
Трофимов И. И. Гидрогеологические свойства лёссовых пород и приемы их улуч-
шения при освоении орошаемых земель.— Изв. ТСХА, № 2 (45), 1962.
Тумель В. Ф. К истории вечной мерзлоты в СССР.— Труды Ин-та географии АН
СССР, вып. 37, 1946.
Тутковский П. А. К геологии Луцкого уезда Волынской губернии, статья II.
Об озерном и субаэральном лёссе юго-западной части Луцкого уезда.— Ежегодник
по геологии и минералогии России, т. 2, вып. 3—4, 1897.
Тутковский П. А. К вопросу о способе образования лёсса.—<Землеведение, 1899.
Тутковский П. А. Пирамидальные валуны в Южном Полесье.—-Изв. Г-еолкома,
т. 19, 1900.
Тутковский П. Ад Ископаемые пустыни северного полушария.— Прилож. к ж.
Землеведение за 1909 г., 1910.
Тутковский П. А., Анучин Д. Н., Лейст Э. Е., П а- в л о в А. П., Воейков
В. И., Чернов А. А. Диспут П. А. Тутковского, М., 1911.
Тюрин И В., Тюрина Е. И. О составе гумуса в ископаемых почвах.— Почвоведе-
ние, 1940, № 2.
Тютюнов И. А. Процессы изменения и преобразования почв и горных пород при от-
рицательной температуре. Изд-во АН СССР, 1960.
Уошберн А. Л. Классификация структурных грунтов и обзор теорий их происхож-
дения.— В кн.: «Мерзлые породы Аляски и Канады», ИЛ, 1958.
Федорович Б. А. Верховья реки Чу.— Труды Кирг. компл. экспед., т. 1, Материа-
лы по геологии и геохимии Тянь-Шаня, вып. 4, Изд-во АН СССР, 1953.
Федорович Б. А. Вопросы палеогеографии равнин Средней Азии.—Труды Ин-та
географии АН СССР, вып. 37, 1946. »
Федорович Б. А. Успехи песковедения со времени путешествия В. А. Обруче-
ва.— В кн.: «Вопросы геоморфологии и палеогеографии Азии», Изд-во АН СССР,
1955.
Федорович Б. А. Географические условия распространения лесса в Евразии.— Труды
Ин-та геол, наук АН УССР, серия геоморфологии и четверт. геологии, вып. 1, 1957.
Федорович Б. А. Вопросы происхождения лёсса в связи с условиями его распро-
странения в Евразии.— Труды Ин-та географии АН СССР, т. 80, 1960.
Федорович Б. А. Фациальные условия четвертичных отложений Средней Азии.—
Материалы Всесоюзн. совещ. по изуч. четверт. периода, т. 3, Изд-во АН СССР,
1961.
Федорович Б. А. Мерзлотные образования в степях и пустынях Евразии.— Труды
Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, т. 19, 1962.
Фельдвари-Фогл М. Термический анализ образцов глин и лёсса Венгерской
низменности.— Acta geol. Ac. sci. Hung., t. 2, f. 1—2.
Фениксова В. В. Лёссовые отложения юго-востока Западно-Сибирской низменно-
сти—Материалы Всес, совещ. по изуч. четверт. периода, т. 3, Изд-во АН СССР,
1961.
Феофилактов К. М. Геологические исследования в Лубенском уезде Полтавской
губернии. Киев, 1879.
Феофилактов К- М. О нахождении марганца и перегнойного (гумусового) веще-
ства в породах г. Киева.— Зап. Киевск. об-ва естествомспыт., т. 7, выл. 2, Прот.
LXXIV—LXXXII, 1884.
Н. И. Кригер 231
Фетт В. Атмосферная пыль, ИЛ, 1'961.
Филатов К- В. Гравитационная гипотеза формирования химического состава под-
земных вод платформенных, депрессий. Изд-во АН СССР, 1956.
Флинт Р. Ф. Ледники и палеогеография плейстоцена. Пер. с англ., ИЛ, 1963.
Флоров Н. П. Материалы для характеристики лёсса и почвенного покрова Киевской
лесостепи.—Материалы по исследов. почв и грунтов Киевск. губ., вып. 1, 1916.
Фокин П. В. Изменение инженерно-геологических свойств лёссов в связи с ходами
червей.—Материалы по инж. геологии, вып. 4, Металлургиздат, 1953.
Фольгер О. Земля и ее жизнь или история земли и ее жителей, изд. 2-е, т. 1 и 2,
М., 1869.
Ф р е н ке л.ь. Б., Тролль К. Растительные зоны Северной Евразии во время послед-
1 него оледенения.— В кн.: «Вопросы геологии четвертичного периода», ИЛ, 1955.
Хазанов М. И. К вопросу о плотности лёссовых пород.— В кн.: «Вопросы строи-
тельства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос. ун-та, 1963.
Хорошевский В. Геологические исследования, произведенные в последнее время
в Полесье.— Горный ж., 1881, т. 2, № 6.
Хрущев М. М., Беркович Е. С. Изучение твердости льда. Изд-во АН СССР, 1960.
Цапенко М. М., М о т у з В. М., М а х н а ч Н. А. Некоторые вопросы формирования
..лёссовых пород Белоруссии.— Труды Ин-та геол, наук АН БССР, вып. 3, 1961.
Царев П. В., Балаев Л. Г. Генезис» лёссовых пород Центрального и Восточного
Предкавказья.— В кн.: «Просадочные деформации лёссовых пород Центрального
Предкавказья». Изд-во АН СССР, 1963.
Цейнер Ф. Плейстоцен. Пер. с англ., ИЛ, 1963.
Цытович Н. А. К теории равновесного состояния воды в мерзлых грунтах.— Изв.
АН СССР, т. 9, № 5—6, 1945.
Цытович Н. А. О незамерзающей воде в рыхлых горных породах.— Изв. АН СССР,
. серия: геол., № 5, 1947.
Чаркин А. Ф. Некоторые данные о просадочных грунтах Харьковской области.—
В кн.: «Вопросы строительства на лёссовых грунтах», Изд-во Воронежск. гос.
ун-та, 1963.
Чеботарев И. И. О механическом составе лёссовых пород.— Сов. геология, 1939,
№ 8.
Чек айовская О. В. Дождевые черви и почвообразование. Изд-во АН СССР, 1960.
Чернов А., А. В защиту эолового происхождения некоторых лёссов.— Почвоведение,
1909, № 3 (Деятельность ученых и учебных заведений).
Черняховский А. Г. Об одном из возможных источников лёссового материала в
Средней Азии.— Бюлл. Комиссии ио изуч. четверт. периода АН СССР, № 28, 1963.
Чжан Ц з у н - х у. Инженерно-геологические исследования щри проектировании и
строительстве каналов в районах распространения лёссов. Автореф. кандид. дисс.*
Моск. геол.—развед. ин-т, 1954. >•
Чжан Ц з у н - х у. О генезисе и процессе образования лёссов района Лундун в Се-
веро-Западном Китае.— Труды Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР,
т. 14, 1959.
Чжан Цзун-ху. Новые данные о лёссовых породах Китая.— Сов. геология, I960,
№ 7.
Чижиков П. Н. О распространении покровных лёссовидных суглинков на Русской
равнине.'— Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода АН СССР, № 27, 1962.
Ш амарин А. А. Сравнительный анализ лёсса и чернозема.— Изв. Вост.-Сиб. отд.
РГО, т. II, № 3—4, 14—16, 1880.
Ш а м р а й И. А. Минералогический состав лёссовидных пород Нижнего Дона и Се-
верного Предкавказья как показатель их эолового происхождения.— Уч. зап. Ро-
стовск.-на-Дону гос. ун-та, т. 33, 1955.
Ш а м р а й И. А., Бураева А. Г. Лёссовидные породы юго-восточного Донбасса.—
Уч. зап. Ростовск.-на-Дону гос. ун-та, т. 34, вып. 7, 1957.
Шамрай И. А., Орехов С. Я. О стратиграфическом выделении четвертичных от-
ложений на юге Европейской части СССР по минералогическим критериям.— Ма-
териалы Всес. Совещ. по изуч. четверт. периода, т. 2, Изд-во АН СССР, 1961.
Шанцер Е. В. Генетические типы четвертичных континентальных осадочных образо-
ваний.— Материалы по четверт. периоду СССР, вып. 2, Изд-во АН СССР, 1950.
Шанцер Е. В. О работе VI конгресса JNQUA (Польша, 1961).— В кн.: «Научные
итоги VI конгресса Международной ассоциации по изучению четвертичного перио-
да», Изд-во «Наука», 1964.
Швецов М. С. Петрография осадочных пород. Изд. 2, Госгеолиздат,. 1948.
Швецов П. Ф. и др. Основы геокриологии (мерзлотоведения). Ч. 1, Изд-во АН
СССР, 1959.
Швецова Е. М. Спорово-пыльцевые комплексы «етвертичных отложений Западной
Ферганы и Южного Приаралья.—• Уч. зап. САИ ГИМС, вып. 4, 1960.
Шелкопляс В. Н. Четвертичный (антропогеновый) покров Среднего Побужья.—
Четв. перюд, 1961, вып. 13, 14, 15.
Шёнгальс Э. Об ископаемых почвах внеледниковой области.— В кн.: «Вопросы гео-
логии четвертичного периода», ИЛ, 1955.
Шмидт К- Исследование почв и вод Ферганской и Сыр-Дарьинской областей.—
Прилож. к «Очеркам Ферганской долины» А. Ф. Миддендорфа. СПб., 1882.
' 282 .
Шмидт Ф. Б. Сообщение о днестровском лёссе.— Труды СПб. об-ва естествоиспыт.,
т. 4, CIV, 1873.
Шрок Р. Последовательность в свитах слоистых пород. ИЛ, 1950.
Шульц В. Л. Реки Средней Азии. Географгиз, 1949.
Шульц С. С. О гравитационных (массовых) движениях в Тянь-Шане.— Изв. Кирг.
фил. АН СССР, вып. 6, 1947.
Щеглова В. В. О фауне .антрологеновых млекопитающих Белоруссии.— Палеонтоло-
гия и стратиграфия БССР, сб. 4, 1963-
Щербина В. Н. Процессы континентального гипсонакопления и их роль в форми-
ровании ископаемых гипсоносных отложений.— Труды Геол, ин-та Кирг.( фил. АН
СССР, 1951.
Эйхвальд Э. Геогнозия преимущественно в отношении к России. СПб., 1846.
Юдине в М. М. Джунгарский Алатау.—Труды Каз. фил. АН СССР, вып. 14., 1951.
Юсупова С. М. Рентгено-минералогические исследования лёссов Приташкентско-
го района.—ДАН СССР, 1941, т. 31, № 8.
Юсупова С. М. Новый путь образования монтмориллонита — ДАН СССР, 1950,
т. 75, № 3.
Юсупова С. М. Минералогические особенности лёссов Вахшской долины.— Изц.
Тадж. гос. ун-та и АН Тадж. ССР, 1958.
Яковлев С. А. К вопросу о происхождении лёсса.— В кн.: «Вопросы геологии Азии
(сборник в честь 90-летия В. А. Обручева)», т. 2. Изд-во АН СССР, 1955.
Ян Хуай-жень, Ян Сянь-шань. Новые данные о перигляциальных отложениях
четвертичного периода в нижнем течении р. Янзцы (на кит. яв.), Рефер. ж., серия
геогр., № 2, 1958, рефер. 2829.
Ян Хуай-жень, Ян С ян ь - ю ан ь. Перитляциальные явления четвертичного
периода в нижнем течении р. Янцыцзян (на кит. яз.) См. Рефер. ж., серия геол.,
№ 4, 1960, реф. 5872.
Ян Цзе. Генезис лёссовых отложений Северного Китая.—Труды Комиссии по изуч.
четверт. периода АН СССР, т. 14, 1959.
Ян Чжун-цзянь. Лёсс Китая.— Природа, 1957, № 5.
Ян Чжун-цзянь, Сунь Мэн-линь, Новые находки ископаемых страусов в Ки-
тае и их стратиграфическое значение.— Труды Комиссии по изуч. четверт. перио-
да АН СССР, т. 14, 1959.
Ackermann. Gliederung. Kinematick und palaoklimatische Bedeutung der wiirmeis-
zeitlichen Ablagerungen im Gottingen.— Mitt. geol. Staatsinst. Hamburg, N 23, 1954.
Ackermann E. ^iir Unterscheidung glacialer und postglacialer Fliesserden.— Geol.
Rundschau, Bd. 43, N 2, 1955.
Agassiz L. Uber den Ursprung des Loss (Brief an Professor Geinitz)Neues
Jahrbuch fur Min., Geol. und Pal., 1867.
Agassiz L. Lossbildungen im Thale des Amazonenstroms.— Neues Jahrbuch £iir
Min., Geol. und Pal., 1867a.
Ambroz V. Sprase pahorkatin.— Sb. Stat. Geol. Ust. Rep. Ceskosi. sv. 14, 1947.
Arbeiten in dem chemischen Laboratorium der geologischen Reichsanstalt (химический
анализ лёсса из нижней Австрии).—Jahrb. d. geol. Reichsanst, Bd. 3, N 4,
Wien, 1852.
A r c h i a c A. d*. Note sur la montagne de Saint-Pierre pres Maastricht.— Bull. Soc.
geol. Fr., t. 12, 1840—1841. Paris, 1841.
Archiac A. d’. Histoire des progres de la geologie de 1834 a 1848. T. 2, pt. 1. Paris,
1848.
Archiac A. d’. Geologie et paleontologie. Paris, 1866.
Barbier R. Decouverte de loess et d’une ancienne vallee remblayee dans le cours-
inferieur du Sefid —Roud (versant nord de Elbourz. Jran.). —C. R. Acad. ScL,
t. 250, N 6, 1960.
Barbour G. B. Das LoBproblem in China.— Leopoldiina, Bd. 6 (Festschrift fur
J. Walter), Leipzig, 1930.
Barbour G. B. The loess problem of China.— Geol. Mag., v. 67, 1930a.
Barbour G. B. Recent observations on the loess of North China.— Geogr. J.,
v. 86, 1935.
Benningsen-Ford.er R. Beitrag zur Niveaubestimmung der drei nordischen
Diluvialmeere.—Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 9, 1857.
Berkey Ch. P., Morris F. K. Geology of Mongolia. A reconnaisance report based
on the investigations of the years 1922— 1923 —Central Asiatic Expedition,
Natural History of Central Asia. v. 2. New York, 1927.
Beskow G. Erdfliessen und Structurboden der Hochgebirge im Lichte der Frosthe-
bung.— Geol. For. Forh., Bd. 52, 1930.
Birrell K. S., Packard R. G. Some physical properties of New Zealand «loess».—
New Zealand J. Sci. and Technok, v. 35, N 1, 1953.
Bischof G. Lehrbuch der chimischen und physikalischen Geologie.— Bd. 1, 1863;
Bd. 2, 1864; Bd. 3, Abt. 1, 2, 1866, Bonn. <
Black R. F. Eolian deposits of Alaska.—Arctic, 1951, v. 4.
В 1 о e d e G. Geognostische Beschreibung des Gouvernements Charkow.— Bull. Soc.
Nat. Moscou, N 1, 1841. . . ; (
19* 283:
Bolognesi A. J. L., Moretto О. Properties and behaviour of silty soils originated
from loess formations.— Proc. IV Int. Conf, on Soil Meeh, and Found. Engin., v. 1*
diV. 1. London, 1957.
Bonifay E. Les limons loessiques des environs de Marseille —Bull, Soc. geol. Fr.,
ser. 6, t. 2, 1952.
Bonifay E. Stratigraphie des loess wurmiens en Provence.— C. R. Acad. Sci.,
t. 248, N 1, 1959.
Bordes F. Les limons quaternaires du bassin de la Seine, Stratigraphie et archeo-
logie paleolithique.—Archives de I’Inst. de Paleont. Humanie, Mem. 26. Paris,
1954.
Bordes F. Loess des Etats-Unis et loess du Bassin de Paris.—Anthropologie, t. 53,
N 3—4, 1955.
В ou bee. Sur la formation de leuss.—Bull. Soc. geol. Fr., t. 11, 1839—1840. Paris, 1840.
Bou e. Resultats de ma premiere tournee dans le nord et le centre de la Turquie
d’Europe.—Bull. soc. geol. Fr., 1836—1837, t 8, 1837.
Bou e. La lettres, adressee de Vienne par M. Boue a M. Cordier— Bull. Soc. geol. Fr.,
1837—1838, t. 9, N 6—9, 1838.
Bourguignon P., Delecour F. Identification de loess en Gaume.—Ann. Soc.
geol. belgique, t. 78, N 5—7, 1955.
Brain С. K., Van Riiet Lowe C. and Dart K. A. Kafuan stone artefacts in
the post-australopithecine breccia at Makapansgate.— Nature, 1955, v. 175, N 4444.
Brandtner F. Jungpleistozaner Loss und fossile Boden in Niederosterreich.— Eiszeit
u. Geg., Bd. 4—5, 1954,
Brandtner F. LoBstratigraphie und palaolithische Kulturabfolge in Niederosterreich
und in den angrenzenden Gebieten.—Eiszeit. u. Geg., Bd. 7, 1956.
Braun A. Loss.— Neuess Jahrbuch fiir Min., Geogn., Geol. und Peterfaktenkunde, H. 1,
Stuttgart, 1847.
Braun A. Opinion de M. A. Braun sur le lehm.— Bull, Soc. geol. Fr., 2-e ser., 1848—
1849, t. 6, 1849.
Breddin H. Loss, Flugsand und Niederterrasse im Niederrheingebiet.—Geol. Rund-
schau, Bd. 18, H. 1; Discuss.: Ibid., H. 2. (Quiring H.)> FL 3 (Breddin H.), H. 4
(Grahmann R.), H. 6 (Quiring H.), 1927.
Breddin H. Flussterrassen und Losse am Niederrhein.— Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 83,
N 9, 1931.
Bretz J. H., Horberg L. Caliche iiin southeastern New Mexico.—J. Geol., 1949,
v. 57, N 5.
Bro ch u M. Canada.— Biul. perygl., N 4, 1956.
Brochu M. Essai sur la limite en altitude des phenomenes glaciaires et periglaciaires
aux basses latitudes equatoriales et tropicales.— Cahiers geol., N 38, 1956a.
Brochu M. Elargissement de la notion de «periglaciaires.— Biuk perygl., N 7, 1960.
Brockmeier H. Betrachtungen uber den Loss —Naturwiss. Wochenschr., N. F.,
Bd. 13. Jena, 1914.
Brockmeier H. Lossbildungen und Losschnecken.— Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 83.
1931.
Brunacker K. Das Lossprofil von Holkofen/Obb.— Neues Jahrb. Geol. u. Pal.,
Monatsh., N 9, 1956.
Brunacker K. Bemerkungen zur Feinstgliederung und zum Kalkgehalt des Losses.—
Eiszeit. u. Geg., Bd. 8, 1957.
Brummchweiler D. The periglacial realm in North America during the Wisconsin
glaciation.—Biul. perygl., N 11, 1962.
Bryan K. Glacial versus desert origin of loess.— Am. J. Sci., 1945, v. 243, N 5.
В u d e 1 J. Bericht uber Klima-Morphologische-und Eiszeitforschungen in Nieder-
Africa.— Erdkunde, Bd. 6, H. 2—3, 1952.
Bulla B. Zur Problem der ungarlandischen Losse und Flussterrassen.— Foldrajzi KozL,
k. 62, N 7—9. Budapest, 1934.
Bulla B. Bemerkungen zum Problem der ungarlandischen Losses. Antwort auf
R. Runga'ldiers. «Bemerkungen zur Lossfrage, besonders in Ungarn».— Z.f. Geo-
morph., Bd. 7, FI. 6, 1935.
Butler В. E. Parna — an aeolian clay.— Austr. J. Sci., 1956, v. 18, N 5.
Butz er K. W. Quaternary stratigraphy and climate in the Near East.—Bonner Geogr.
Abhanadl., H. 24, 1958.
Cailliere Simonne, Malycheff Vera. Etude de la fraction argileuse des
loess du Bassin de Paris.— C. R. Acad. Sci., t. 245, N 17, 1957.
Cailleux A. Les actions eoliennes periglaciaires quaternaires en Europe.— Bull. Soc.
geol. de Fr., ser. 5, t. 6, 1936.
Cailleux A. Les loess et limons eoliens de France.— Bull, de Service de la carte
geol. de la France, 1953, N 240, t 5L Paris et Liege, 1954.
Cailleux A. Effects modelants du vent sur les particules de neige de Terre Adelie.—
C. R. Soc. geol. Fr., N 1—2, 1957.
~ Capello C. Periglaciaire ou cryonival?-— Biul. perygl., N 11, 1962.
Cap us G. Sur le loess du Turkestan.— C. R. Acad. Sci., t 114. Paris. 1892.
. Chamberlin Th., Salisbury R. Geology, v. 3. London, 1909.
284
C h a p u t E. Le loess sur la «terrasse inferieure» de la Garonne a 1’ouest de Toulouse.—
C. R. Soc. geol. Fr., N 9, 1928.
Charpentier J. de. Essaiii sur les glaciers et sur le terrain erratique du bassin du
Rhone. Lausanne. 1841.
Choubert G. Sur la nature des limons rouges superficiels du Maroc.— C. R. Acad.
Sci., t. 227, N 13, 1948.
Choubert G., J о 1 у F„ G i g о u t M., MarcaisJ., MargatJ. etRaynalR.
Essai de classification des Quaternaires continentals du Maroc.— C. R, Acad. Sci.,
t. 243, N 5. Paris, 1956.
Cholnoky E. Les variations climatiques post glaciales en Hongrie.— In: «Die Veran-
derungen des Klimas seit dem Maximum der letzten Eiszeit». Stockholm, 1910.
Clevenger W. A. Experiences with loess as foundation material.—J. of Soil Meeh,
and Found. Div., Proc. Am. Soc. Civil. Eng., Paper 82, July, 1956, Discuss.: ibid.,
1957.
С о 1 1 о m b E. Quelques observations sur le terrain quaternaire du bassin du Rhin,
et des relations d’age existant entre le terrain de la montagne. De 1’origine du
lehm.— Bull. Soc. geol. Fr., ser. 2. 1848—1849, t. 6, 1849.
Credner H. Ueber Lossablagerungen an der Zschopau und Freiberger Mulde nebst
einigen Bemerkungen uber die Cl'iderung des Quartar im sudlichen Hiigellande
Sachsens.— Neues Jahrbuch fur Min., Geol. u. Pal., 1876. Ref. in: «Verh. geol.
Reichsanst.», N 7, 1876^
C z a j к a W. Rezente und pleistozane Verbreitung und Typen des periglazialen denu-
dations Zykles in Argentinien.— Acta Ceographica, N 14. Helsinki, 1955.
C z i zek J. Geologische Verhaltnisse der Umgebungen von Hainburg, des Leithagebir-
ges und der Ruster Berge —Jahrb. d. geol. Reichsanst., Bd. 3, N 4. Wien, 1852.
C z i z e к J. Das Rosalengebirge und der Wechsel in Niederosterreich.— Jahrb. geol.
Reichsanst., Bd. 5,- N 3. Wien, 1854.
Dart R. A. Faunal and climatic fluctulations in Makapansgat Valley, their relation
to the geological age and Promethean status of Australopithecus.— In: «Proc.
Pan-Afr. Congr. Preh., 1947», 1952.
Doegl as D. J. Loess, an eolian product.— J. of Sedim Petrol., 1952, v. 22, N 1.
D г о u h i n et autres. Existence et formation de canalicules dans certain soils argi-
leux.— Proc. Ill Int. Conf. Soil Meeh, and Found. Engin. v. 1, autres. Цит. no nep.
Центр, политехи, библ. M., 1957.
D u b u i s G. Les principaux types de limons en France septentrionale.— Revue
scientifique, t. 69, N 13, 1931.
D u cker A. Uber Structurboden im Riesengebirge. Ein Betrag zum Bodenfrost —
und Lofiproblem.— Z d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 89, H. 3, 1937.
D у 1 i к J. Glazy rzezbione przez wiatr i utwory podobne do lessu w Srodkowej
Polsce.— Biul. Panstw. Inst. Geol., N 67. Z badan szwartorzgdu w Polsce, v. 3.
Warszawa, 1952.
Dylik J. Peryglacjalne structury w plejstocence Srodkowej Polski.— Biul. Pantsw.
Inst. Geol., N 66. Z. badan czwartocz^du w Polsce, t. 2, 1959a.
Dylik J. Pierwsza wiadomosc о utworach pokrywowych w Srodkowej Polsce.—
Bull. Panstw. Inst. Geol., N. 68, Z. badan szwartorzgdu w Polsce, t. 4. Warszawa,
1952b.
Dylik J. Zagadnenie genezy lessu u Polsce.— Biul. perygl., N 1, 1954.
D у 1 ii к J. Periglacial investigations in Poland.— Bull. Soc. sci. et lettres Lodz, cl. 3.
1953/1954, v. 4, N 2, 1954a.
Dylik J. Badania peryglacjalne w Polsce.— Biul. Inst. Geol., N 70, Z badan czwar-
torzgdu, t. 6. Warszawa, 1955.
Dylik J. Coup d’oeil sur la Pologne perigalciaire.— Biul. perygl., N 4. 1956.
Dylik J. Esquisse des problemes periglaciaiires en Pologne — Biul. perygl., N 4,
1956a.
Dvlik J. Guide-book of Excursion C. The Lodz Region. INQUA. Lodz, 1961.
Dylikowa Anna. Formes contemporaines du type congelifluctif sur le Turbacz
(Corce — Carpates).— Biul. perygl., N 4, 1956.
E i c h w a 1 d E. Naturhistorische Skizze von Lithauen, Volhynien und Podolien in
geognostisch-mineralogischer, botanischer und zoologischer Hinsicht. Wilno, 1830.
Цит.: Тутковский П. А. Библиогр. обзор географии Полесья. Киев, 1910.
F а 1 1 о u Fr. Alb. Uber den Loss, besonders in Bezug auf sein Vorkommen im Ko-
nigreiche Sachsem.— Neues Jahrbuch fur Min., Geol. u. Pal., 1867.
F ii n k J. Zur Korrelation der Terrassen und Losse in Osterreich.— Eiszeit u. Geg.,
Bd. 7, 1956.
Fink J. Die Gliederung des Jungpleistozans in Osterreich.— Mitt. d. Geol. Ges. in
Wien, Bd. 54, 1961.
Fisk H. N. Loess and quaternary geology of the lower Mississippi Valley.— J. Geol.,
1951, v. 59, N 4.
Fitz Patrick E. A. Progress report on the observations of periglacial phenomena
in the British Insel.— Biul. perygl., N 4, 1956.
Flint R. F. Glacial geology and the pleistocene epoch. New York, 1947.
285
F 1 о г о v N. Uber Lossprofile in den Steppen am Schwarzen Meer.— Z. f. Gletscher-
kunde, 1926—1927, Bd. 15, N 3, 1927.
Foetterle F. Bericht uber die geologische Aufnahme des siidlichen Mahren.— Jahrb.
d. geol. Reichsanst, Bd. 4, N 1. Wien, 1853.
Foetterle F. Bericht uber die in den Jahren 1856 und 1857 im westlichen Mahren
ausgefiihrte geologische Aufnahme.— Jahrb. geol. Rechsanst., Bd. 9, N 1. Wien,
1858.
Foetterle F. Uber das Gebiet des Grossherzogthums Krakan.—Verh* geoL
Reichsanst., Juli, 1859.
Foetterle F. Der westliche Theil des serbisch-banater Militargrenz-Gebietes.—
Verh. geol. Reichsans., N 12, 1870.
Foetterle R Die Gegendzwischen Turnu Severin, Tirgu Jiului und Kraiova in der
Kleiner Wallachei.— Verh. geol. Reichsanst, N 12, 1870a.
Foetterle F. Die Gegend zwischen Bukarest und der sibenbiirgischen Grenze.— Verh.
geol. Reichsanst., N 11, 1871.
Frankel L. Relative rates of loess deposition in Nebraska.— J. Geol., 1957, v. 65, N 6.
Frankel L. Nebraska’s loess deposits — grassland or woodland environment?— J. Pa-
leont, v. 32, N 3, 1958.
Free E. E. The movement of soil material by the wind. Washington, 1911. Git: Берг,
.1947*
Fristrup B. High arctic deserts.— Congr. Geol. Int., C. R. de la 19-me session, Alger,
1952, sect. 7, fasc. 7. Alger, 1953.
Frye J. C., Leonard A. B. Stratigraphy of the Late Pleistocene loesses of Kansas.—
J. Geol., v. 59, N 4, 1951.
Frye J. C., Leonard A. B. The Brady soil and subdivision of post-Sangamonian
time in the Midcontinent region.— Am. J. Sci., v. 253, N 6, 1955.
Frye J. C., W i 11 m a n H. B. Permafrost features near the Wisconsin glacial margin
in Illinois.— Am. J. Sci., v. 256, N 7, 1958.
Furrer G. Der Stand der Periglacialforschung in der Schweiz.— Biul. perygl., N 4,
1956.
Gaal I. Neuere Einzelheiten zur Kenntnis des diluvialen Klimas.— Foldt. Kozl., k. 82,
N 7—9. Budapest, 1952.
Galloway R. W. Ice wedges and involutions in Scotland.— Biul. perygl., N 9, 1960,
G a 11 w i t z H. Fliesserde und Frostspalten als Zeitmarken im Loss bei Dresden.— Geol.
Rundschau, Bd. 28, 1937.
G a 11 w i t z H. Eiskeile und glaciale Sedimentation.— Geologica, 1949, N 2.
Ganssen (Gans) R. Die Entstehung und Herkunft des Loss.— Mitt, aus d. Laborat.
d. Preuss. Geol. Landesanst., H. 4. Berlin, 1922.
Ganssen (Gans) R. Die Klimatischen Bodenbildungen der Tonerdsilikatengesteine.—
Mitt, aus d. Labor, der Preuss. Geol. Landesanst., H. 4. Berlin, f922a.
Garcia Sainz. L. The origin and paleoclimatology of Mediterranean Iberian red —
quaternary loess.— INQUA, V Congr. internat, Resume comm. Madrid — Barcelona,
1957.
G e i к i e J. The Great Ise Age and the relation to the antiquity of man. London, 1874.
Geikie J. Paul Tutkowski on the origin of loess.—Geogr. Mag., march, 1900.
Geinitz E. Das Quartar von Nordeuropa. Stuttgart, 1904.
Gorjanovic D. Morfoloske i hidrografske prilike srijemskog lesa.— Гласит Геогр.
друштва, година 4, N 5. Белград, 1921.
Gotzinger G. Neue Erkenntnisse uber die Spiegelschwankungen des Mlttellandischen
Meers wahrend des Eiszeitalters.— Mitt. Geogr. Ges. Wien, Bd. 96, N 1—4, 1954.
Grabowska B. «Less» wstegowy w Zlotej kolo Sandomierza.— Przegl. geol., t. 9, N 2,
1961.
Guenther E. W. Feinstratigraphische Studien. III. Methoden zur Untersuchung von
Lessen.— Neues Jahrb. Geol. u. Pal., Monatsh., H. 3, 1953.
Guenther E. W. Feinstratigraphische Studien. IV* Feinstratigraphische Untersuchung
eines Lossprofils von Riegel am Kaiserstule.— Neues Jahrb. Geol. u. Pal., Monatsh.,
H. 9, 1953a.
Guenther E. W. Sedimentpetrographische Untersuchung von Lossen. Zur Gliederung
des Eiszeitalters und zur Einordnung palaolitischer Kulturen. Teil 1. Metodische
Grundlagen mit Erlauterungen an Prof ilen.—Fundamenta, Reihe B, Bd. 1, Koln,
1961.
G w u i n n e G. S. Terraced highway side slopes in loess Southwestern Jowa.— Bull. Geol.
Soc. Am., 1950, v. 61.
Haase G., Richter H. Fossile Boden im L6B an der Schwarzmeerkiiste bei Constan-
za.— Peterm. Geogr. Mitt., H. 3, 1957.
Halavats J. Die geologischen Verhaltnisse des Alfold zwischen Dunau und Theiss —
Jahresber. Ungar, geol. Anst, Bd. 11. Budapest, 1897.
H a 1 i с к i В. О roznej genezie strukturalnych deformaeji osadow w srodkowisku hydro*
plastycznym —Biul. perygl., N 7, 1960.
Handmann R. Zur Kenntnis der Lossfauna von Nagu-Kapornak (Zala, Ungarn) —
Verh. geol. Reichsanst., N 17, 1903.
286
H a n d у R. L., Lyon C. A., Davidson D. T. Comparisons of petrographic and enginee-
ring properties of loess in southwest, east-central, and northeast Jowa.— Proc. Jowa
Acad. Sci., v. 62, 1955.
Hanna R. M, Bidwell O. W. The relation of certain loessial soils of Northeastern
Kansas to the texture of the underlying loess.— Proc. Soil. Sci. Soc. Am., v. 19, N 3,
1955.
Harrassowitz H. Die chemische Zusammensetzung der Losse.— Z. d. Dtsch. geol.
Ges., Bd. 83, H. 9, 1931.
Hauer F, Stockheim F. Geologische Karte und Petrefacten von Passau.— Jahrb.
d. geol. Reichsanst., Bd. 2, N 2, Sitzungen d. geol. Reichsanst. Wien, 1851.
Helmersen G. Reise nach dem Altai im Jahre 1834 ausgefiihrt.— Beitr. zur Kenntn.
d. Russ. Reiches, v. Bear u. Helmersen, Bd. 14, S.-PL, 1848.
Hempel L. Messungen an eiszeitlichem Structurboden auf dem Gottinger Muschekalk.—
Neues Jahrb. Geol. u. Pal., Monatsh., N 11, 1955.
Heyd R. Das Sand — und Lossgebiet der Umgegend von Jassenova.— Verh. d. geol.
Reichsanst., N 14, 1870.
Hibbert-Ware S. (1832). History of the extinct volcanoes of the Basin of Neuwied
on the Lower Rhine. Cit: Howorth, 1882a.
Hole F. D. A classification of pedoturbations and some other processes and factors of
soil formation in relation to isotropism and anisotropism,— Soil, sci., v. 91, N 6, 1961.
Holmes Ch. D. Origin of loess — a criticism.— Amer. J. Sci., v. 242, N 8, 1944.
Holtz W. G., G i b b s H. J. Consolidation and related properties of loessial soils. Sym-
posium on consolidation testing of soils.— Am. Soc. for Testing Materials, Spec, techn.
publ., N 126. Baltimore, 1952.
Horner L. Sur la geologie des environs de Bonn.— Bull. Soc. geol. Fr., 1836,—1837, t. 8.
Paris, 1837.
Horusitzky H. Die Lossgebiete Ungarns.— Foldt. Kozl, k. 38, f. 1—4. Budapest, 1898.
Horusitzky H. Uber den diluvialen Sumpfloss.— Foldt. Kozl., k. 33, f. 5—6. Budapest,
1903.
Howorth H. H. Traces of a great post-glacial flood. I. The evidance of the loess.—
Geol. Mag., N. S., dec. 2, v. 9, N 1, 2, 1882.
Howorth H. H. The loess — a rejoinder.— Geol. Mag., N. S., dec. 2, v. 9, N 8, 1882a.
Howorth H. H. The loess and the epoch of the mammoth.— Geol. Mag., v. 10, 1883.
Howorth H. H. The glacial nightmare and the flood. A second appeal to common sense
from the extravagance of some recent geology. London, v. 1, v. 2, 1893.
I wan W. Uber Loss und Flugsand in Island.— Z. Ges. f. Erdkunde zu Berlin, H. 5—6
1937.
Jahn A. Less, jego pochodzenie i zwiazek z klimatem epoki lodowej.— Acta geoL Pol.
v. 1, N 3, 1950.
Jahn A. W sprawie wyst^powania structur peryglacjalnych i lessu na obszarze Rumu-
nii.— Biul. perygl., N 2, 1955.
Jahn A. Some periglacial problems in Poland.™ Biul. perygl., N 4, 1956.
Jahn A. Wyzyna Lubelska. Rzezba i czwartorzgnd.—Prace geogr. Inst, geogr. PAN,
N 7, 1956a.
Jamieson Th. F. On the cause of the depression and re-elevation of the land during
the Glacial period,— Geol. Mag., N 220, N. S. v. 9, N 10, 1882.
J a у e t A. A propos de la recurrence des glaciers jurassiens le loess de Thoiry (Ain,
France).— Arch. Sci., t. 7, N 1, 1954.
Jentzsch A. Ueber Baron v. Richthofens Losstherie.— Verh. geol. Reichsanst., N 15,
1877.
J u x U. Uber Alter und Entstehung von Decksand und Lofi, Diinen und Windschliffen an
den Randhohen des Bergischen Landes ostlich von Koln.— Neues Jahrb. Geol. und
Pal, Abhandl, Bd. 104, N 2, 1950.
Kadar S. Abhangigkeit der Terrassen und Lofibildung von quart ar n, KHmaverande-
rung in Ungarn.™ Biul. perygl, N 4, 1956.
Karafiath L. Foundation of a blast furnace constructed on loess soil and the compu-
tation of settlement.— Proc., IV. Int. Conf. Soil. Meeh, and Found. Eng, v. 1, div. 3.
London, 1957.
К a s s i f f G. Compaction and shear characteristics of remoulded Negev (Neguev) loess.—
Proc. IV. Int. Conf. Soil. Meeh, and Found Eng, v. 1, div. 1. London, 1957.
Keil hack K. Die Nordgrenze des Loss in ihren Beziehungen zum nordischen Diluvi-
um.— Z. d. Dtsch. geol. Ges, Bd. 70, 1918.
Keil hack K- Das Ratsel der Lossbildng.— Z. Dtsch. geol. Ges. Monatsber, Bd. 72,
1920.
Keller G. Neue Ergebnisse der Quartargeologie Westfaliens. XXIII. Faziesverhaltnisse
im Randgebiet des nordwestfaltischen Lossverbreitung.— Neues Jahrb. Geol. und
Pal, Monatsh, 1953, N 12, 1954.
Ker ekes J. Die periglacialen Bildungen Ungarns.— A Magyar allami foldtani intezet
evkonyve, k. 37, N 4. Budapest, 1948. «
Kevan D. K- Me. E. (edit.). Soil zoology. London, 1955.
К i n g s m i 11 Th. W. Notes on the geology of* China with more especial reference to the
provinces of the Lower Yangtse.— Quart. J. Geol. Soc. London, v. 25, 1869.
287
К 1 п g s m i 11 Th. W. The probable origin of deposits of «loess» in North China and Eas-
tern Asia.— Quart J. Geol. Soc. London, v. 27, 1870.
Klebelsberg R. Handbuch der Gletscerkunde und Glacialgeologie. Bd. 1. Wien,
1948.
Klima B. PHspevek ke stratigrafti nejmladsiho sprasoveho pokryvu. Anthropozoikum,
1957, N 7. Praha, 1958.
К lint a B., Kukla J., Lozek V., Vries H. de. Stratigraphie des Pleistozans und
Alter des palaolithischen Rastplatzes in der Ziegel von Dolni Vestonice.— Anthropozoi-
kum, 1961, Bd. 11. Praha, 1962.
Kobayashi K. Periglacial morphology in Japan.— Biul. perygl., N 4, 1956.
К о e h n e W. Alter und Entstehung der Gesteine der Lossgruppe in Oberbayern.— Z. d.
Dtsch. geol. Ges., Bd. 73, 1921.
К б I b 1 D. Studien fiber den Loss. Ueber den Loss des Donautales und der Umgebung
von Krems.—Mitt. Geol. Ges. Wien, 1930, Bd. 23, 1931; Cit.: Берг, 1947; Rungaldier,
1933; Soergel, 1932.
Kozarski S. Problem of pleistocene glaciation in the mountains of East China.—
Z. f. Geomorph., Bd. 7, N 1, 1963.
Krekeler F. Fossile Structurboden aus der Umgebung von Liefien und Wiesbaden.—
Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 81, H. 9, 1929.
Krivan P. Die erdgeschichtlichen Rhythmen des Pleistozanzeitalters.— Acta geol. Acad.
Sci. Hung., t. 2, N 1—2, 1953.
Krivan P. La division climatique du pleistocenne en Europe centrale et le profil de loess
de Paks.— A Magyar allami foldtani intezen evkonyve, k. 43, N 3. Budapest, 1955.
Krivan P. Correlation des facies du Pleistocene inferieur de Paks et de Vii‘11 any.— Foldt.
Kozl., k. 90, L 3, 1960.
Krokos W. Y. Quartare Ablagerungen des Bezirks Winniza (Ukraine).— Четверт.
перюд. в. I—2, 1930.
К u b i e n a W. L. Zur Mikromorphologie, Systematik und Entwicklung der rezcnten und
fossilen Lossboden.— Eiszeit. u. Geg., Bd. 7, 1956.
К u k 1 a J. Slozeni pleistocennich sedimentu v kontrolnim profilu v Sipce z roku 1950.—
Pfirodoved. sbor. Ostravskeho kraje, N 1, 1954.
Kukla J., Lozek V. К problematice vyzkumu jeskynnich vyplni.—'Ceskosl. kras, t. 11,
1958.
Kukla J., lozek V. Loesses and related deposits of Czechoslovakia.— Prace Inst.
Geol., t. 34. Czwartorz^d Europy Srodkowej i Wschodniej, cz. 1. Warszawa, 1961.
К u n s k у J. Fosilni zvetravani v jiznich Cechach.— Sbornik Ceske spot zem., r. 49,
N 5—6, 1944.
Kunsky J., Loucek D. Stone stripes and thufurs in the Krkonose.— Biul. perygl.,
N 4, 1956.
К u p p e r H. Quartargeologische Beobachtungen in Jugoslavien.—.. Anz. Osterr. Akad.
Wiss. Math — naturwiss. KU Bd. 90, N 1—15, 1953. *
Lais R. Uber den jungeren Loss in Niederosterreich, Mahren und Bohmen.— Ber. d. Na-
turforsch. Ges. zu Freiburg im Br., Bd. 41, H. 2, 1951.
L a p p a r e n t A. de. Traite de geologic. Paris, 1883.
Laskarev V. Sur le loess des environs de В el egrade.— Геюлошкм знали Балканок. пол.,
кн. 7, N 1. Београд, 1922.
Lauterborn R. Uber Staubbildung aus Spotterbanken im Flussbett des Rheins. Ein
Beitrag zur LoBfrage.— Verh. des naturhist.-med. Vereins zu Heidelberg, N. D., Bd. 11,
1912.
Leckwijck W. von. Les structures periglaciaires anterieures in Wurm en Belgique.—
Biul. perygl., N 9, 1960.
Leighton M. M. The peorian loess and the classification of the glacial drift sheet of
the Mississippi Valley.—J. Geol., v. 39, N 1, 1931.
Leighton M. M., Willman H. B. Loess formations of the Mississippi Valley.— J.
Geol., v. 58, N 6, 1950.
Lenz O. Die Beziehungen zwischen Nyirok, Latent und Berglehem.—/Verh. geol.
Reichs anst. N 4, 1878.
Leonard A. B. Stratigraphic zonation of the Peorie loess in Kansas.— J. Geol., v. 59,
N 4, 1951.
Leonard A. B., Frye J. C. Ecological conditions accompanying loess deposition in
the Great Plains region of the United States.— J. Geol., v. 62, N 4, 1954.
Lepsius R. Geologie von Deutschland und den angrenzenden Gebieten.— Teil 1: «Das
Westliche u. Sudliche Deutschland». Stuttgart, 1887—1892; Teil 2: «Das Ostliche und
Nordliche Deutschland», Lief. 1. Leipzig, 1903, Lief. 2. Leipzig, 1910; Teil 3, Lief. 1
«Schlesien und die Sudeten». Leipzig, 1913.
Leverett F. The Illinois glacial lobe. Washington, 1899.
Leverett E Quaternary geology of Minnesota and parts of adjacent states.— U. S.
Dept Interior., Geol. Survey, paper 16L Washington, 1932.
Lewakovski I. Observations sur les terrains et quaternaire dans les gouvernements
de Kherson, d’Ekathermoslaw, de la Tauride et dans le pays des Casaques du Don.—
Bull. Soc. Nat. Moscou, t. 34, N 2, 1861.
288
Leymerie. Sur le leuss ou lehm.— Bull. Soc. geol. Fr., Paris, 1840.
Lipoid M. V. Ueber 5 geologische Durchschnitte in den Salzburger Alpen.— Jahrb. cL
geol. Reichsanst., Bd. 2, N 3. Wien, 1851.
Liu Tung-sheng, Wang T i n g - m a i, Wang Keh-loo, Wen Chi-chung.
Chinese loess map of Shansi and Shensi regions.— Sci. Record, N. S., v. 2, N 5.
Peking, 1958.
Lliboutry L. Etudes de cryopedologie dans les Andes du Chili Central.— Biul. perygl.,.
N 5, 1957.
Ldozy L. Geologie.— Wissenschaftl. Ergebnisse der Reise Grafen Bela Szecheni in Osta-
sien 1877—1880. Bd. 1. Die Beobachtungen wahrend der Reise. Nach dem im Jahre
1890 erscheinungen ungarischen Originale. Wien, 1893.
Ldczy L. Sur le climat de Fepoque pleistocene recente et postpliestocene (holocen) en
Hongrie.— In: «Die Veranderungen des Klimas seit dem Maximum der letzten Eiszeit».
Stockholm, 1910.
Loczy L. Die geologischen Formationen der Balatongegend und ihre regionale Tekto-
nik.— Resultate der wissenschaftlichen Erforschung des Balatonsees, Bd. 1, Teil 1,
Sect. 1. Wien, 1916.
Lozek V. Pfehled mekkysich faun kvarternich sedimentu na zaklade novejsich vyzku-
mu.~ Sbornik Ustf. ust. geol., sv. 18. Praha, 1951.
Lozek V. Mekky&i ceskoslowenskeho kvarteru.— Rozpravy Ustfust. geol. sv. 17. Praha,.
1955.
Lozek V. Mollusca. Survey of Czechoslovak Quaternary.— Prace Inst. Geol., t. 34,
Czwartorzpd Europy Srodkowej i Wschodniej, cz. 1. Warszawa, 1961.
Lozek V. Interglaciale Mollusken Fauna aus dem Lossprofil. Litomefice (Leitmeritz)
II.— Anthropozoikum, 1961, t. IL Praha, 1962.
Lozek V., Kukla J. Das Lossprofil von Leitmeritz an der Elbe, Nordbohmen.— Eis-
zeit. u. Geg., Bd. 10, 1959.
Lyell Ch. Observations on the loamy deposit called «Loess» of the basin of the Rhine.—
Edinbourg new philosoph, J., v. 17, N 33—34, 1834.
Ma ar level d G. C. Sur les sediments periglaciaires en Hollande: formes et phenome-
nes.— Biul. perygl., N 4, 1956.
M c G e e W. J., Call R. E. On the loess and associates deposits of Des Moines.— Am. J.
Sci., v. 24, Sept., 1883.
M a 1 i с к i A. Kras loessowy.— Roczn. Univ. M. Curie-Sklodowskiej, B. Geogr., geol., min.,
petr., t. 1, 1946.
M a 1 i с к i A. Guide-book of Excursion E. The Lublin Upland. Symposium on Loess.
INQUA, Lodz./ 1961.
M a 1 i ck i A. The loess of the Miechow Upland.— Guide-Book of Excursion from the Bal-
tic to the Tatras, part 3, INQUA. Lodz, 1961a.
Malinowski J. The engineering-geological invesigations of the Quaternary in Po-
land.— Prace Inst. Geol., t. 34, Czwartorzgd Europy Srodkowej i Wschodniej, cz. 2.
Warszawa, 1961.
Manil G. Contribution a I’etude des loess ardennais.— Bull. Soc. beige geol., t. 67, N 1,
1958.
Marechai R. L’etude des phenomenes periglaciaires en Belgique.— Biul. perygl., N 4.
1956.
Marechai R., Maarleveld G. C. L’extension des phenomenes periglaciaires in Bel-
gique et aux Pays-Bas.— Meded. Geol. stichting, N 8, 1955.
Markov К. K. Sur les phenomenes periglaciaires du pleistocene dans le territoire de
TURSS.— Biul. perygl., N 10, 1961.
Mazenot G. Resherches sur les faunes malacologiques du loess recent wurmien et de
divers limons terrestres holocenes dans le Sud-East de la France. I, II.— Bull. Soc.
linneenne. Lyon, t. 25, N 1, 2, 1956.
Mazenot G. Presence du loess fossilifere wurmien en amont des moraines internes,
dans les collines du Bas-Dauphine, a 1’Est de Lyon.— Bull. Soc. linneenne. Lyon,
t. 28, N 10, 1959.
Mazenot G., Cailleux A. Cryoturbation et loess wurmien de Faerogare d’Orly.—
Bull. Soc. geol. Fr., 1957, t 7, N 6, 1958.
M e i g e n W., W e r 1 i n g P. Uber den Loss der Pampas-Formation Argentiniens.— Ber.
d. Naturforsch. Ges. zu Freiburg im Br., Bd. 21, H. 1, 1915.
Mensching M. Das Quartar in den Gebirgen Marokkas. Geomorphologische Unter-
suchungen zusammengestallt zu einem Profil von Mittelmeer zur Sahara.— Ergan-
zungsh. Pet. Geogr. Mitt., N 256, 1955.
Merzbacher G. Die Frage der Entstehung des Losses.— Pet. Geogr. Mitt., Bd. 59.
Januar, Februar, Marz, 1913.
Michaltz J. La division des sediments quaternaires de FAlfold.— Acta geol. Acad. ScL
Hung., t. 2, N 1—2, 1953.
Milenz R. C., Holland W. Y., King M. E, Engineering petrography of loess.—
Bull. Geol, Soc. Am., v. 60, N 12, part. 2, 1949.
Millette J. F. G., H i g b e e H. W. Periglacial loess. I. Morphological properties.—
Am. J. Sci., v. 256, N 4, 1958.
289
M i 1 о v i c D. О nektim geomechanickim karakteristikama kopnenog i barskog less.—
Tehnika, t. 14, N 3, 1959.
Mitchell R. C. Observations a la note de M. Brochu sur la limite en altitude des gla-
ciations.— Cahiers geol., N 39—40, 1956—1957.
M о j s к i J. E. О badaniach lessu w Polsce.— Biul. Panstw. Inst. Geol., N 70, Z badan
czwartorzgdu w Polsce, t. 6. Warszawa, 1955.
Mo j ski J. E. Less i inne utwory geologiczne okolic Hrubeszowa.— Biul. Panstw. Inst.
Geol., N 100, Z badan czwartorzgdu w Polsce, t. 7, 1956.
M о j s к i J. E. Periglacial deposits and structures in the stratigraphy of the Quaternary
in Poland.—Prace Inst. Geol., t. 34, Czwartorzgd Europy Srodkowej i Wschodniej,
cz. 2. Warszawa, 1964.
Mo j ski J. E., Trembaczowski J. Przekroj geologiczny utworow czwartorzgdowych
w Susznie Kolo Wlodawy nad Bugiem.— Biul. Pantsw. Inst. GeoL, N 169, Z badan
czwartorzgdu w Polsce, t. 10, 1961.
Mortensen H. Warum ist die rezente Formungsintisitat in Neuseeland starker als
in Europa?.— Z. f. Geomorph., Bd. 3, N 1, 1959.
Miinichsdorfer F. Der Loss als Bodenbildung — Geol. Rundschau, Bd. 17, H. 5,
1926.
M u s i 1 R., V a 1 о c h K. Uber die Erforschung der Losse in der Umgebung von Brunn
(Brno) in Mahren.— Eiszeit. u. Geg., Bd. 6, 1955.
Miinichsdorfer F. Zur Losskornung.— Geol. Rundschau. Bd. 18, H. 4, 1927.
Musil R., Vaio ch K. Ein Vergleich der Losse der Wischauer Senke (Mahren) mit
den Lessen der angrenzenden Gebiete.— Eiszeit. u. Geg. Bd,. 8, 1957.
Nakonieczny St. Profil czwartorzgdowy w Dgbowce a zagadnienie poziomow humu-
sowych w lessach —Ann. Univ. M. Curie-Sklodowska, 1957, N 12, 1959.
Nangeroni Gi. Quelques phenomenes periglaciaires prewiirmiens de la bordure sud
des Alpes.— Biul. perygl., N 9, 1960.
Nangeroni Ci. Les phenomenes periglaciaires en Italie.-^Biul. perygl., N 11, 1962.
Naum Tr., Grumazescu H. Problema loessului.— Probleme geogr., v. 1. Bucuresti,
1954.
Nehring A. Die quaternaren Ablagerungen der Gypsbriiche von Shiede und Westere-
Eine Entgegnung an Dr. A. Jentzsch und Dr. E. Tietze.— Verh. geol. Reichsanst., N. 12.
1878.
Nehring A. The fauna of Central Europe during the period of the loess — rejoinder to
Mr. H. H. Howorth.— Geol. Mag., N S., dec. 2, v. 10, №2, 1883.
Nehring A. Ueber Tundren und Steppen der Jetzt-und Vorzeit mit besonderer Be-
rucksichtigung ihrer Fauna. Berlin, 1890.
Obruchev V. A. Loess types and their origin.— Am. J. Sci., v. 243, N 5, 1945.
Оргеа С. V., Contrea A. Contributii la cunoa^terea formarii $i raspindirii loessului
in partea de vest a Jarii. - - Studii §i cercetari $tiintifice Acad. RPR, Baza Timisoara.
Ser. agric., v. 3, N 1—2, 1956.
О r b i g n у A. d’. Voyage dans 1’Amerique meridioale. T. 3, pt. Geologie. Paris,
1842.
Osmond D. A. Palaeopedology.— Sci. Progr., 44, N 176, 1956.
Pachucki Cz. Badania geologiszne na arkuszach 1 : 100 000 Trzebnica i Sycdw.—Biul.
Panstw. Inst. Geol., N 66, Z badan czwartorzgdu w Polsce, t. 2. Warszawa, 1952.
Palmer H. S. Loess at Ka Lae, Hawaii.— The Volcane Letter, Naples, 1931. Cit: Run-
galdier, 1933.
Passarge S. Die Kalahari. Versuch einer physisch-geographischen Darstellung der
Sandfelder des sfidafrikanischen Beckens. Berlin, 1904.
Passarge S. Geomorphologische Probleme aus der Sahara.— Z. Ges. f. Erdkunde zu
Berlin, 1907.
Pavai-Vajna F. Uber den Loss des sibenburgischen Beckens.— Jahresber. Ungar,
geol. Reichsanst., f. 1909. Budapest, 1912.
Pecsi M. Die wichtigsten Ergebnisse geomorphologischer Forschungen des Quartars in
Ungarn.—Prace Inst. Geol., t. 34, Czwartorzgd Europy Srodkowej i Wschodniej, cz. 1.
Warszawa, 1961.
P e 1 i s e к J. Diluvialni nory («krotoviny») v pohrbenych cernozemich od Vyskova na
Morave.— Priroda, Roc. 31, c. 3. Brno, 1939.
Pelisek J. К charakteristice sedimentu mladecskych jeskyn.— Ceskoslov. Kras, 1952,
sv. 5, N 1—2.
Pelisek J. Periglacialni zjevy ve sprasich okoli Brna.— Sbornik Csl. spol. zem., sv. 58,
N 1, 1953.
Penck A., Bruckner E. Die Alpen in Eiszeitalter. Bd. 1, 2, 3. Leipzig, 1909.
Penniston J. B. Note on the origin of loess.— Popular Astronomy, v. 39, N 7, 1931.
Penniston J. B. Additional note on the origin of loess.— Popular Astronomy, v. 51,
N 3, 1943.
Peters C. Bericht uber die Arbeiten der Section V.—Jahrb. geol. Reichsanst., Bd. 3,
N 4. Wien, 1852.
Peters K. Einige Nachrichten fiber den geologischen Bau der Dobrutscha.— Verh. geol.
Reichsanst., Bd. 13, H. 4, 1863.
290
Petranek J. Polygonalni pftdy v Jihoslovenskem krasu.— Sbornik Csl. spol. zem£pt,
1953, sv. 58, N 3.
Petrbok J. Plistocaenni spraSe s marinni faunan u Ses Seumes (Bulharsko).—<Vestn.
Statn. Geol. Ost Csl. rep., r. 3, c. 4—5. Praha, 1927.
Petrbok J. Marinni fauna v aeolickych plistocaennich sedimentech u Mesemvirie.—
V£stn. Statn. Geol. Ust. Csl. rep., r. 3, c. 6. Praha, 1927a.
Petrino O. Ueber die nachpliocanen Ablagerungen, insbesondere fiber Loss und fiber
die Wichtigkeit der Erforschung, dieser Bildungen als Grundlagen fur die Landwirt-
schaftlishe Bodenkunde.— Verh. geol. Reichsanst., N 5, 1870.
Pewe T. L. Origin of the upland silt in the Fairbanks area, Alaska — Bull. Geol. Soc.
Am., v. 61, 1950.
Pewe T. L. An observation on wind-blown silt.— J. Geol., v. 59, N 4, 1951.
Piasecki H. The Kaczawa upland, the edge of the Sudetes in the Zlotoryja Region.—
In: «Guide-book of Excursion B. The Sudetes.» INQUA. Lodz, 1961.
Pierzchalko Lucja. Gleby kopalne w Jessie okoli Bodzechowa.— Biul. perygl., N 1,
1954.
Pitcher W. S., S h e а г in a n D. J., P u g h D. C. The loess of Pegwell Bay, Kent and
its associated frost soils.— Geol. Mag., v. 91, N 4, 1954.
Pollack V. Zum Aufsatz von Herrn F. Miinichsdorfer: Der Loss als Bodenbildung.—
Geol. Rundschau, Bd. 18, H. 1 1927.
Popov A. I. Cartes des formations periglaciaries actuelles et pleistocenes en territoire
de 1’URSS.—Biul. perygl., N 9, 1960.
Prescott J. A. Soil map of Australia.— Bull. Council Sci. Ind. Res., N 177. Melbourne,
1944.
Prestwich J. On a possible marine origin of the loess.— Geol. Mag., 4 ser., v. 1
1894.
Prinzinger H. Uebersicht der geologischen Verhaltnisse des Viertels unter dem Mann-
hardsberge in Oesterreich unter der Enns.— Jahrb. d. geol. Reichsanst., Bd. 3, N 4.
Wien, 1852.
Prosova M. Ubersicht der Untersuchungen quartars Dechenformationen in Mittelboh-
men.— Anthropozoikum, 1956, N 6. Praha, 1957.
Proszyriski M. Spostrzezenia geologiczne z dorzecza Bugu .— Biul. Panstw. Inst.
Geol., N 65, Z badan czwartorz^du w Polsce, t. 1. Warszawa, 1952.
Prosek F., Lozek V. Sprasovy profit v Bance u Piestan (zapadni Slovensko).—
Anthropozoikum, 1953, N 3. Praha, 1954.
Prosek Fr., Lozek V. Vyzkum sprasoveho profilu v Zamarovcich u Trencina.—
Anthropozoikum, N 4, 1954. Praha, 1955.
Pu m p e 11 у R. Geological researches in China, Mongolia and Japan — Smithsonian Con-
trib. to Knowledge, N 202. Washington, 1866, Cit.: Richthofen, 1877.
Pumpelly R. The relation of secular rockdisintegration to loess, glacial drift and rock
basins —Am. J. Sci. and Arts, v. 17. New Haven, 1879.
Quiring H. Herkunft, Aussprache und Schreibung des Wortes «Lofi» — Z. d. Dtsch.
geol. Ges., Bd. 88, H. 3, 1936.
Raczko wski W. Less w okolicach Henrykowa na Dolnym Slasku.— Biul. perygl., N 7,
1960.
R a th j ens C. Loss in Tripolitanien.—Z. Ges. f. Erdkunde zu Berlin, 1928.
R a у n a 1 R. Les phenomenes periglaciaires au Maroc et leur place dans devolution mor-
phologique.— Biul. perygl., N 4, 1956.
Remy H. Der Lofi am uhteren Mittel-und Niederrhein.—Eiszeit. u. Geg., 1960, Bd. 11,
1960.
Richthofen v. F. Baron Richthofen’s Letters. III. Report on the provinces of Honan
and Schansi. VIII. Letter on Chili, Mongolia and Schansi. Shanghai, 1870—1872.
Richthofen v. F. Aus brieflichen Mifteilungen des Freiherrn Ferdinand v. Richthofen —
Z. Ges. f. Erdkunde zu Berlin, Bd. 16, 1871.
Richthofen F. Reisen im nordlichen China. Ueber den chinesischen Loss (aus einem
Schreiben an Herrn Sectionsrath von Hauer, dtr. Si-ngan-fu, Provinz Shansi, China,
10. Janner 1’872).— Verh. geol. Reichsanast, N 8, 1872.
Richthofen F. China, Bd. I. Berlin, 1877.
Richthofen F. Bemerkungen zur Lofibildung.— Verh. geol. Reichsanst, N 13, 1878.
Richthofen F. China. Ergebnisse eigner Reisen und darauf gegriindeter Studien.
Bd. 2. Berlin, 1882.
Richthofen F. On the mode of origin of the loess.—Geol. Mag., dec. 2, v. 9, N 7,
1882a.
Richthofen F. Fuhrer fur Forschungsreisende. Berlin, 1886.
Richthofen F. Tagebiicher aus China. Ausgewahlt von F. Gansbery. Hamburg und
Berlin, 1913.
R о к i с к i J. Lessy i utwory pylowe Wzgorz Trzebnickich.— Biul. Panstw. Inst. Geol.,
N 65, Z badan czwartorzgdu w Polsce, t. 1, 1952.
R d n a i A. Die Besprechung der ungarischen Quartarsedimente.— Prace Inst. Geol., t 34,
Czwartorzgd Europy Srodkowej i Wschodniej, cz. 1. 1961.
Ropke E. Die Struktur des Loss.—Leopoldina, Bd. 5. Leipzig, 1928.
291
Roth S. Beobachtungen iiber die Entstehung und Alter der Pampasformation in Ar gen-
tinien.— Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 40, H. 3, 1888.
Rozycki St. Guide-book of Excursion from the Baltic to the Tatras. Part 2.—Middle
Poland, INQUA. Lodz, 1961.
R u h e R. Relations of the properties of Wisconsin Loess to topography in Western Jowa.—
Am. J. Sci., v. 252, 1954.
Ruhl A. Uber die ungleichseitige Verbreitung des LoB an den Talgehangen.— Z. Ges. f.
Erdkunde u Berlin, 1907.
Riihle E. Mapa utworow czwartorzpdowych Polski w skali 1 :2000 000.— Biul. Paristw.
Inst. Geol., N 118, Z badari czwartorzgdu w Polsce, t. 8, 1957.
Ruh I e E. Fifteen years of quaternary research in Poland (1945—1960).— Prace Inst.
Geol., t. 34, Czwartorzgd Europy Srodkowej i Wschodniej, cz. 2. Warszawa,-1961.
Rungaldier R. Bemerkungen zur Lossfrage, besonders in Ungarn.— Z. f. Geomorph.,
Bd. 8, 1933.
Russel R. J. Lower Mississippi Valley loess.— Bull. Geol. Soc. Am., 1944, v. 55, N 1.
Russel R. J. Origin of loess — a reply.— Am. J. Sci., 1944a, v. 242, N 8.
Rutkowski E. Czwartorzgd centralnych i wschodnich regionow Polwyspu Iberyjskiego
w swietle V Kongresu INQUA.— Biul. Paristw. Inst. Geol., N 150, Z badari czwartorzg-
du, t. 9, 1960,
Samson P., Radulescu C. Beitrage zur Kenntnis der Chronologie des «Jungeren Los-
ses» in Dobrudscha (Rumanische Volksrepublik).— Eiszeit. u. Geg., Bd. 40, 1959.
Sardeson F. W. Remarks in the loess.— Proc. Jowa Acad. Sci. for 1897, v. 5, 1898.
Sauer A. Ueber die aeolische Entstehung des Loss am Rande der norddeutschen Tiefe-
bone.— Zeitschr. f. Naturwiss., Bd. 62, Halle, 1889.
Sawicki L. Sur la stratigraphie du loess en Pologne.— Rocznik Polskiego tow. geoL
Krakow, 1932.
Sawicki L. Less i gleba kopalna w Podberezcach pod Lwowem.— Czsop. Geogr., t. 13.
Warszawa, 1935.
Sawicki L. Warunki klimatyczne akumulacji lessu mlodszego w swietle wynikow badan
stratygraficznych stanowiska paleolitycznego lessowego na Zwierzyncu w Krako-
wie.—Biul. Paristw. Inst Geol., N 66. Z. badari czwartorzgdu w Polsce, z. 2, 1952.
Scartascini G. A. Algunas caracteristicas del sedimento denominado «loess pampea-
no».—• Quaternaria, v. 4. Roma, 1957.
Scartascini G. A. Estudio granulometrico del lamado «loess pampeano». INQUA,
V Congr. Int, Resumes des communic., Madrid—Barcelone, 1957a.
Schafer J. P. Some periglacial features in Central Montana.—J. Geol., 4949, v. 57.
Scheffer F., Meyer B., Kalk F. Mineraluntersuchungen am Wiirm-LoB siidnieder-
sachsischer Lofifluren als Voraussetzung fiir die Mineralanalyse .verschiedener Lofibo-
dentypen.— Chem. Erde, Bd. 19, N 4, 1958.
Scheidig A. Der Loss und seine geotechnischen Eigenschaften. Dresden und Leipzig,
4934.
S c h e r f E. Versuch einer Einteilung des ungarischen Pleistozans auf moderner polygla-
cialistischer Grundlage.— Verh. III. Quart.-Konf. Wien, 1936.
Schmit thenner H. Chinesische Landschaf ten und Stadte. Stuttgart, 1925.
Schmitthenner H. Probleme aus der Lossmorphologie in Deutschland und in China.—
Geol. Rundschau, Sonderband. Berlin, 1933.
Schonhals E. Gesetzmassigkeiten im Feinaufbau von Talrandlossen mit Bemerkungen
iiber die Entstehung des Losses.— Eiszeit. u. Geg., Bd. 3, 1953.
Schonhals E. Kennzahlen fiir den Feinheitsgrad des Lofies.— Eiszeit. u. Geg., Bd. 6,
1955.
Schonhals E. Der Basalt-Tuff von Karlich als Leithorizont des Wiirm-Hochglazials.—
Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf., Bd. 4, 1959.
Schultz С. B., Stout T. M. Pleistocene loess deposits of Nebraska.— Am. J. Sci., v. 243,
N 5,11945.
Sekyra J. Wind-blown sands.— Prace Inst. Geol., t. 34, Czwartorz^d Europy Srodkowej
i Wschodniej, cz. 1. Warszawa, 1961.
Sekyra J. La carte periglaciaire du Massif Bohemien.— Biul. perygL, N 10, 1961a.
S e к у r a J. Periglacial phenomena (CSSR).— Prace Inst, geol., t. 34, Czwartorz§d Europy
Srodkowej i Wschodniej, cz. 1. Warszawa, 1961b.
Sharp R. P. Periglacial involution on North Eastern Illinois.— J. Geol., 1942, v. 50,
N 2.
Shimek B. Is the loess of aqueous origin? — Proc. Jowa, Acad. Sci. for 1897, v. 5, 18'98.
Shimek B. Loess as lithological term.— Bull. Geol. Soc. Am., 1912, v. 23, N 4.
Simonson R. W., Hutton С. E. Distribution curves for loess.— Am. J. Sci., 1954,
v. 252, N 2.
S i 11 e r R. F., В a к e r J. Thickness of loess in Clark County, Illinois — Ohio J. Sci., 1960,
v. 60, N 2.
S к er t chi у S. B., Kingsmill T. W. On the loess and superficial deposits of Shan-
tung.— Quart. J. Geol. Soc. London, v. 51, may, 1885.
Smith G. D. Illinois loess; variations in its properties and distribution — a pedologic
interpretation.— Bull. Illinois Agr. Exp. Sta., v. 490, 1942.
292
Smith H. T. U. Periglacial frost features and related phenomena in the United Stats.—
Biul. perygl., N ill, 1962.
S m i t h H. T. U., Fraser H. J. Loess in the vicinty of Boston, Massachusetts.— Am. J.
Sci., 5 ser., v. 30, july, 1935.
Soer gel W. Losse, Eiszeiten und palaolitische Kulturen.- - Eine Gliederungen und Alters-
bestimmung der Losse.— Jena, 1919.
Soer gel W. Das diluviale System.— Fortschr. d. Geol. u. Pal., Bd. 12, H. 39. Berlin, 1932.
Soer gel W. Diluviale Eiskeile.— Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 88, H. 3, 1936.
Stappenbeck R. Geologie und Grundwasserkunde der Pampa, Stuttgart, 1926.
Stefanovits P., Kleh G., Szocs L. A paksi loszfal anyaganok talajtani vizsalain.—
Agrokemia es tai aj tan, k. 3, N 4, 19’54.
Stupnicka Ewa. Geneza glin lessiwatych Pogerza Cieszyhskiego i Beskidow Slaskich.™
Acta Geol. Polon., t. 10, N 2, 11960.
Stur D., Wolf H. Die Umgegend von Lemberg.— Verh. Geol. Reichsanst., juli, 1859.
Suess E. Uber den Loss. Wien, 1'866; Auszug: Jahrb. f. Min., Geol. u. Pal., 1867.
Siimeghy J. Medehceink pliocen es pleistocen retegtani kerdesei.— Magyar allami foldt.
int. evi jelentese az 1951. evrol. Budapest, 1953.
SumeghyJ. Ujabb foldtani adatok a nyugatmagyarorszage medencebol.— Magyar alla-
mi foldt. int. evi jelentese az 1952 evrol, Budapest, 1954.
Swineford A., Frye J. C. A mechanical analysis of wind-blown dust compared with
analysis of loess.— Am. J. Sci., v. 243, N 5, 1945.
Swineford A., Frye J. C. Petrography of the Peoria Loess in Kansas.— J. Geol.,
v. 59, N 4, 1951.
Swineford A., Frye J. C. Petrographic comparison of some loess samples from Wes-
tern Europe with Kansas loess.— J. of Sedim. Petrol., v. 25, N 1, 1955.
Sykora L. Pokryvne utvary na Ceskomoravske vysocine a jejich problemy.— Sb. Stat.
Geol. Ust. Csl. rep., sv. 16, N 1. Praha, 1949.
Szabo P. A duna-tisza kozi felso-pleistocen homokretegek szarmazasa asvanyos ossze-
tetel alapjan.—Foldt. Kozl, k. 85, N 4, 1955,
S z a d ecky-Kar d oss E. Pleistocen strukturalajok az Alfoldi es becsi medencek-
ben.—Foldt. Kozl. k. 66, f. 7—9, 1936; Ref.: Geol. Zentrbl., A, Bd. 59, 1937.
Tavernier R. Les formations quaternaires de la Belgique, en rapport avec revolution
morphologique du-pays.— Bull. Soc. beige, geol. paleont., hydrol., t. 57, 1948.
Tarr R. S. Physiographic notes.— Bull. Am. Geogr. Soc., v. 31, N 5. N. Y., *1899.
Те Punga M. T. Altiplanation terraces in Southern England.— Biul. perygl., N 4, 1956,
T e r s M. La terrasse fluvio-periglaciaire de la Vie, en Vendee.— Bull. Assoc, geogr.
fr., N 249—250, 1955.
T e r u g g i M. E. The nature and origin of argentine loess.— J. of Sedim. Petrol., 1957, v.
27, N 3.
Thorp J. Significance of loess in classification of soils,— Am. J. Sci., v. 243, N 5, 1945.
Thorp J. Soil profile studies as an aid to understanding recent geology — Bull. Geol.
Soc. China, N 14, N 3. Peiping, 1935.
Thwaites E. T. Review of Lower Mississippi Vlley loess, by R. Russel.— J. of Sedim.
Petrol., v. 14, 1944.
Tint ant H. Observations sur des sediments de la grotte de Beze (Core d’Or)—Pre-
mier. Congres Int. de Speleologie, t. 2. Paris, 1953.
Titze E. Die quaternaren Bildungen im sudlichen Banat.— Verh. geol. Reichsanst,
N 14, 1870.
Titze E. Ueber Lossbildung von Salzsteppen.—Verl. Geol. Reichsanst., N 15, 1877.
Titze E. Das persische Plateau siidlich von Alburs.— Verh. geol. Reichsanst., N 4. Wien,
1877a.
Titze E. Die Funde Nehrings im Diluvium bei Wolfenbuttel und deren Bedeutung fur
die Theorien fiber Lossbildung.— Verh. geol. Reichsanst., N 6, 1878.
Todd J. E. Richthofens theory of the loess in the light of the deposits of the Missouri.—
Am. J. Sci. and Arts., 3 ser., v. 18, N 103—108, 1879.
Todd J. E. Degradation of loess.— Proc. Jowa Acad. Sci. for 1897, N 5, *1898.
Tokarski J. Less powiatu sokalskiego.— Kosmos, t. 11, 1915.
Tokarski J. Physiographic des podolischen Losses und das Problem seiner Stratigra-
phic. —< Mem. Acad. Pol. Sci. et Lettr., v. 4, 1931, A. 4, Krakow, Verh. III. Quartar —
Konf. Wien, 1936.
Treitz P. Agrogeologische Beschreibung des Gebietes zwischen der Donau und Tisza.—
Foldt. Kozl., k. 33, N 7—9. Budapest, 1903.
Treitz P. Die klimatischen Bodenzonen Ungarns.—Foldt. Kozl., k, 31, N 10—12. Bu-
dapest, 1912.
T r i c a r t J. France.— Biul. perygl., N 4, 1956a.
T r i c a r t H. Carte des phenomenes periglaciaires quaternaires en France.— Bull. Serv.
Carte Geol. Fr., 1956b.
T r i c a r t J. Geomorphologie des regions froides. Paris, 1963.
Unger К. P., Rau D. Gliederung und Altersbestellung der Lossablagerungen im Thu-
ringer Becken und dessen Randgebiet.— Prace Inst. Geol., t. 34, Czwartorz^d Europy
Srodkowej i Wschodniej, cz. 1. Warszawa, 1961.
293
V a 1 о c h К., Bordes F. Loess de Tchecoslovaquie et loess de France du Nord.— Anth-
ropologic, 1957, t. 61, N 3—4. Praha, 1958.
Volz W. Zur Vollendung des Chinaswerks vor Ferdinand Freiherrn v. Richthofen. I. Die
Schlfissbande im Rahmen des ganzen Werkas.— Z. d. Ges. f. Erdkunde zu Berlin, N 7,
19)13.
Wagner W. Uber die altesten diluvialen Rhein-Main-Ablagerungen und Losse zwi-
schen Oppenheim, Mainz und Bingen —Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 83, N 9, 1931,
Walczak W. Stratigrafia’pleistocenu w dolinie Scinawki Klodzkiej.— Biul. Panstw. Inst.
Geol., N 68, Z badan czwartorzgdu w Polsce, t. 4, 1952.
Waldschmidt E. Wie sind die Losspuppen entstanden? — Centralbl. f. Min., Geol. u.
Pal., Abt. B, N 9, 1932.
Walther J. Der grosse Staubrall von 1901 and das Lofiproblem.— Naturwiss. Wo-
chenschr., N. F., Bd. 2_(H8), N 51, 1903.
Wanschaffe G. Mitteilungen fiber das Quartar am Nordrande des Harzes.—Z. d.
Dtsch. geol. Ges., Bd. 37, H. 4, 1885.
Wanschaffe F. Die lossartigen Bildungen am Rande des riorddeutschen Flachlan-
des.— Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 38, H. 2, 1886.
Waters R. S. Altiplanation terraces and slope development in West-Spitsbergen and
South-West England.—Biul. perygl., N 11, 1962.
Weidenbach F. Uber Frostblatterigkeit in LoBen und ihre Entstehung.— Eiszeit. u.
Geg., Bd. 7, 1956.
Wernert P. Stratigraphie paleontologique et prehistorique des sediments quaternaires
d’Alsace. Achenheim.— Mem. du Service de la carte geol. d’Alsace et de Lorraine, N 14-
Strasbourge, 1967.
Williams H. B. Sequence of soil profiles in loess.— Am. J. Sci., v. 243, N 5, 1945.
W i 11 i a m s e n A. Journeys in North China, Manchuria and Eastern Mongolia, v. 4. Lon-
don, 1870; Cit: Richthofen, 1877.
Willis B. Quaternary Huang-tu formation Northwestern China—I Research in
China, 1907, v. 1, part 1. Descriptive topography and geology by Bailey Willis, Eliot
Blackwelder and R. H. Sargent. Washington, Chapter X. ~
Winchell N.H. The loess of Minnesota.— Am. J. Sci. and Arts., 3 ser., v. 17, January to
june, 1879.
Winkler-Hermaden A. Geologisch-morphologische Beobaehtungen im Siidwe-
stungarn.— Zentr. f. Min., Geol. u. Pal., Abt. B, N 1, 2, 1938.
Winter H. Zur Frage der Lossbildung.—Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd. 86, 11934.
Woldstedt P. Das Eiszeitalter. Stuttgart, 1929.
Wolf H. Uber die Diluvialablagerungen in*dem ostlichen Theile Galiziens zwischen Rzes-
zow und Lemberg.— Verh. geol. Reichsandt., Januar 1860.
Wolf H. Geologisch-geographische Skizze der niederungarischen Ebene.— Jahrb. d. geol.
Reichsanst., Bd. 17. Wien, 1867. • ?
Wolfe P. Periglacial frost-thau basins in New Jersey.—J. Geol., v. 61, N 2, 1953.
Wood S. V. On the origin of the loess.— Geol. Mag., N 218, N. S., dec. 2, v. 9, N 8, 1882.
Wood S. V. Further remarks on the origin of the loess.— Geol. Mag., N. S., v. 2, N 8,
9, 1882a.
Wright G. Fr. Origin and distribution of the loess.—Bull. Geol. Soc. Am., 1921, v. 32,
N 1.
Z a h a 1 к a C. Vorlaufige Notiz fiber die Entstehung der Losspuppen un Nord-Boh-
men — Verh. geol. Reichsanst., N 10. Wien, 1896.
Zaruba-Pfeffermann Q. Periglacialni zjevy v okoli Prahy.— Rozpr. 2 tridy Ces-
ke Ak, r. 53, c. 15, 1944.
Zaruba-Pfeffermann Q. Nove plistocenni profily z Cakovic.— Vestn. Kral, ces-
ke spol. nauk„ tr. mat.— pfir., 1944a.
Zazvorka vl. К otazce stari sprasi v okoli Prahy.— Zpravy Geolog. ustavu pro Cechy
a Moravi, Roc. XVII, c. 5. Praha, 1942.
Zeuner F. E. (1953). Das Problem der Pluvialzeiten.—Geol. Rundschau, Bd. 41. Son-
derband.
Zeuschner L. Ueber den Loss in den Bieskiden und im Tatragebirge —Jahrb. d.
geol. Reichsanst., Bd. 2, N 1. Wien, 1851.
Zoller A. «Alterer» Loss bei Grinitz in der Niederlausitz.— Z. d. Dtsch. geol. Ges., Bd.
86, 1934.
Zeb er a K- Pleistocenni mrazove pukliny a mnohouhelnikove mrazove pudy v Ce-
chach.—Sbornik Ceske spol. zem., sv. 48, ses. 1, 2, 1943.
Z e b e r a K. Povsechny prehled, roztfideni a zhodnoceni ctvrtohornich pokryvu v Ce-
chach —Rozpr. Ceske ak. ved. a um£ni, tf. 2 (mat.—pfir.), r. 53, 1943, cast. 1, c. 7.
Praha, 1944.
Zeb era K. Bezambo a magyarorszagi negyedkori kepzodmenyeken vegzett tanulmany-
tam tapasztalairol.— Magyar allami foldt int. evi jelentese, 1953. Budapesz., 1955.
Z e b e r a K. Geograficke rozsifeni nekterych kvarternich sedimentu v Ceskoslovensku.—
Anthrooozoikum, 196*1, N 10. Praha. 1962.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение .......................................................................... 5
Глава /. Терминология и определения . ...................................... 7
Необходимость уточнения терминологии и определений................. 7
Главнейшие определения термина «лёсс» ............................. 9
Пример выделения типичного лёсса в Джунгарском Алатау............. 20
Выводы по терминологии............................................ 26
Глава II. Классификация лёссовых пород <.......... . . .................... 30
Генетические классификации........................................ 30
Классификации на основе других принципов.......................... 35
Предлагаемая классификация ....................................... 39
Глава III. Основные этапы истории проблемы лёсса........................... 46
Периодизация истории проблемы лёсса............................... 46
Период I. Идеи катастрофизма- (1828—1840) ..................... 47
Период II. Утверждение принципов актуализма (1834—1877)......... 48
Период III. Утверждение субаэральной теории (1877—1890) .... 51
Период IV. Исследование отдельных процессов (с 1885 г.)........... 57
Период V. Развитие почвоведения (с 1900 г.)....................... 67
Период VI. Развитие ландшафтоведения и мерзлотоведения (с 1935 г.) 71
Глава IV. Вопросы географии лёсса...................................... 77
Распространение .................................................. 77
Палеогеографические условия образования лёсса . ................. 83
Глава V. Морфология и структура лёсса ..................................... 89
Цвет............................................................ 89
Общая характеристика текстуры лёсса............................. 91
Канальцы и'хбдЫ й лёссе . ’................................ . 92
Склонность к вертикальному отслаиванию и вертикальные трещины
в лёссе . . . . . . . . . k . . . * . ............................ 95
Слоистость -и прослои других пород в лёссовых породах .......... 100
Включения в лёссе .............................................. 102
Глава VI. Гранулометрия .................................................. 103
Замечания о методах изучения гранулометрического состава лёсса . . . 103
МикроагреТ'аФный й агрегатный состав лёсса...................... 105
Характеристика агрегатов......................................... 109
Происхождение агрегатов.......................................... 117
Основные способы образования элементарных частиц 0,01—0,05 мм . . 119
Другие Ьричийы образования элементарных частиц 0,01—0,05 мм . . . 121
Зависимость гранулометрического состава лёсса от географической среды 122
Форма зерен крупной (> 0,01 мм) фракции.......................... 128
Заключение....................................................... 129
Глава VII. Вопросы минералогии лёсса..................................... 130
Минералогический состав крупных фракций.......................... 130
Коллоидно-дисперсные минералы.................................... 134
Г лава VIII. Известковистость лёсса....................................... 140
Количество карбонатов кальция и магния........................... 140
Каменные лёссы и близкие к ним породы............................ 141
Формы нахождения карбонатов кальция и магния в лёссе............. 146
Связь карбонатности лёсса с физико-географической средой......... 148
Происхождение углекислой извести в лёссе......................... 149
Глава IX. Конкреции в лёссе............................................... 153
Морфология конкреций ............................................ 153
Состав конкреций ....................... ............. 155
Условия залегания конкреций............i . . *.............. . 157
Происхождение конкреций........................................ 157
Выводы . . . .................................................... 163
295
Глава X. Легко растворимые соли и гипс.......................................164
Состав солей в лёссе . *......................................... 164
Географическое распространение солей в лёссе...................... 165
Обменный комплекс лёсса....................................... . . 169
Миграция солей в лёссе............................................ 170
Происхождение легкорастворимых солей и гипса в лёссе.............. 173
Влияние солей на физико-механические свойства лёсса............... 175
Глава XI. Вода в лёссе................................................... 177
Влажность лёсса, залегающего выше уровня грунтовых вод............ 177
Водоносные горизонты в лёссе и в лёссовидных породах.............. 183
Фильтрация в лёссе и лёссовидных породах.......................... 189
Влияние строительства на режим влажности лёсса.................... 192
Некоторые выводы.................................................. 195
Глава XII. Пористость....................................................... 196
Методика определения пористости................................... 196
Удельный вес...................................................... 197
Объемный вес.................................................. . 198
Идеальная пористость ....................................... 199
Количественная характеристика пористости.......................... 201
О некоторых предполагаемых причинах образования повышенной пори-
стости лёсса...................................... . ............ 207
Классификация пор в лёссе........................................ 209
Глава XIII. Влияние организмов на свойства лёсса............................ 213
Роль организмов в рыхлении лёсса.................................. 213
Деятельность червей . ............................................ 213
Деятельность термитов . . ........................................ 218
Глава XIV. Ископаемые почвы в лёссе . . . .............................. . 220
Понятие об ископаемых почвах...................................... 220
Гумус в ископаемых почвах в лессе................................. 222
Метаморфизм и диагностика ископаемых почв....................... 224
Вопросы микростратиграфии......................................... 228
Глава XV. Лёсс и мерзлота................................................... 231
Роль процессов морозного выветривания в образовании лёссовой фрак-
ции (0,01—0,05 мм) .............................................. 231
Зональность лёсса Рудного Алтая....................*...............233
Признаки перигляциальной зоны..................................... 234
Распространение следов ископаемых мерзлотных процессов.......... 236
Влияние мерзлоты на лёсс.......................................... 241
Глава XVI. Условия залегания лёсса...................................... 243
Залегание лёсса в различных орографических условиях.............. 243
Некоторые генетические признаки лёсса........................’ . . 245
Г лава XVII. Выводы......................................................... 250
Литература....................................................... 255
Николай Иванович Кригер
Лесс, его свойства и связь с географической средой
*
Утверждено к печати Комиссией по изучению четвертичного периода АН ССР
Редактор Издательства Л. Г. Китаенко. Технический редактор Ю. В. Рылина
*
Сдано в набор 5/1-1965 г. Подписано к печати 4/V 1965 г. Формат 70Х108т/1в
Печ. л. 18,5+1 вкл. Уч. изд. л. 27.0(26,7+0,3). Усл. печ. 25,34+1 вкл. Тираж 1350 экз.
Т—06234. Темплан 1965 г, № 79 Изд. № 3535. Тип. зак. 1646 Цена 2 руб. 09 коп.
Издательство «Наука», Москва. К-62. Подсосенский пер., 21
2-я типография издательства «Наука». Москва, Г-99, Шубинский пер. 10