/
Автор: Добровольский В.В.
Теги: историческая геология стратиграфия геохимия геологические науки география геология избранные труды палеогеография
ISBN: 978-589-176-446-0
Год: 2007
Текст
В.В. Добровольский
ГИПЕРГЕНЕЗ
И
КОРЫ
ВЫВЕТРИВАНИЯ
НАУЧНЫЙ МИР
Всеволод Всеволодович
Добровольский
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ
МОСКОВСКИЙ ПЕДАГОГИЧЕСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
V. V. DOBROVOLSKY
HYPERGENESIS
AND
CRUSTS OF WEATHERING
Selected Works
Volium I
MOSCOW
SCIENTIFIC WORLD
2007
В. В. ДОБРОВОЛЬСКИЙ
ГИПЕРГЕНЕЗ
и
КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Избранные труды
Том I
Отвред. член.-корр. РАН Н.С. Касимов
МОСКВА
НАУЧНЫЙ МИР
2007
УДК 551.79:550.4
ББК 26.3; 26.30
Д56
Добровольский В.В.
Д56 ГИПЕРГЕНЕЗ И КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ / Избраннные труды, T.I. - М.:
Научный мир, 2007. - 512 с.
ISBN 978-589-176-446-0
Суммированы результаты сравнительного изучения автором проявлений гипер¬
генной трансформации минерального вещества в условиях современных природ¬
ных зон и древних геологических эпох. Приведены оригинальные данные о составе
и геохимии гипергенных минеральных новообразований в пустынях Средней Азии,
степях Казахстана, в ландшафтах бореальных лесов Евразии, саванн и тропических
лесов Африки. Выявлены главные закономерности распределения рассеянных эле¬
ментов в продуктах гипергенеза. Обобщен обширный материал о составе и геохи¬
мии древних кор выветривания и продуктов их переотложения. Прослежена эволю¬
ция трансформации минерального вещества на поверхности Земли на протяжении
фанерозоя.
Книга представляет интерес для широкого круга специалистов в области па¬
леогеографии, геохимии ландшафтов, геологии, почвоведения, а также студентов и
аспирантов этих специальностей.
Публикуется при финансовой поддержке Российского фонда
фундаментальных исследований (проект № 07-05-07003)
Dobrovolsky V.V.
HYPERGENESIS AND CRUSTS OF WEATHERING. Selekted Works, Vol. I..
- Moscow: Scientific World, 2007. - 512 p.
The results of comparative research of hypergenic transformation manifestations of
mineral matter in the contemporary natural zones and ancient geological epoches made
by author have been summed. The original data about the composition and geochemistry
of hypergenic new minerals in the deserts of Central Asia, steppes of Kazakhstan, boreal
forests landscapes of Euarasian, savannas and tropical forests of Africa have been given.
The main regularities of trace elements distribution in the hypergenic products have been
revealed. The extensive material about the composition and geochemistry of the ancient
crusts weathering and their redeposition products has been generalized. The evolution
of mineral matter transformation on the Earth surface during the Phanerozoic has been
reconstructed.
ISBN 978-589-176-446-0
© Добровольский B.B., 2007
© Научный мир, 2007
СОДЕРЖАНИЕ
От редактора 13
ГИПЕРГЕНЕЗ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
Предисловие 17
Введение 19
Глава I. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях
пустынной зоны 23
Юго-Западное Прибалхашье 23
Характерные черты проявлений гипергенеза других районов
пустынной зоны 45
Гидрогенный гипергенез аридной зоны и проблема
пустынных кор 54
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях
степной зоны 58
Вещественный состав четвертичных отложений
Северного Казахстана 59
Эпигенетические проявления гипергенеза 66
Редкие и рассеянные химические элементы в четвертичных
отложениях 76
Пространственное распределение проявлений гипергенеза 79
Глава III. Особенности проявлений аридного типа гипергенеза 82
Четвертичные отложения аридной зоны как результат
гипергенеза 82
Четвертичные отложения аридной зоны как объект
гипергенеза 91
6
Содержание
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях
лесной зоны 97
Петрографические особенности и химический состав
отложений 97
Особенности минерального состава песчано-алевритовой
части отложений 104
Тонкодисперсная часть четвертичных отложений 109
Эпигенетические проявления гипергенеза 111
Редкие и рассеянные химические элементы в четвертичных
отложениях 120
Некоторые замечания о соотношении вещественного состава
и цвета четвертичных отложений лесной зоны 129
Пространственное соотношение проявлений гипергенеза
и четвертичных отложений лесной зоны 134
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области материковых
оледенеиий Европы 140
Кольский полуостров 140
Тундрово-нивапьный гипергенез и состав ледниковых
отложений Европы 156
Глава VI. Особенности проявлений гумидного типа гипергенеза 161
Четвертичные отложения Восточно-Европейской равнины
как результат гипергенеза 161
Четвертичные отложения Восточно-Европейской равнины
как объект гипергенеза 171
Глава VII. Характерные черты гипергенеза
четвертичного периода 176
Стадии гипергенеза 176
Проявления про генетической стадии гипергенеза 177
Проявления эпигенетической стадии гипергенеза 189
Отражение географических условий в проявлениях гипергенеза
и их палеогеографическое значение 201
Некоторые аспекты практического значения проявлений
гипергенеза четвертичного периода 205
Заключение 210
Conclusion 211
Литература 212
Содержание
7
ГЕОГРАФИЯ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ
КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Введение 225
Часть I. ОБЩИЕ ВОПРОСЫ ГЕНЕЗИСА
И ГЕОГРАФИИ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
Глава I. Горные породы как объект выветривания. Устойчивость
минералов исходных пород 235
Глава II. Распространенные новообразованные минералы
коры выветривания 243
Глава III. Условия образования и морфология кор выветривания 256
Биоклимаггические факторы 256
Влияние тектоники, рельефа, грунтовых вод 261
Время как условие выветривания 265
Морфология коры выветривания 268
Часть II. ОБЗОР РАСПРОСТРАНЕННЫХ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ РОССИИ
И ЕЕ БЛИЖАЙШЕГО ОКРУЖЕНИЯ
Глава IV. Древняя кора выветривания 273
Кора выветривания докембрия и нижнего палеозоя 275
Кора выветривания верхнего палеозоя и эволюция
гипергенеза на протяжении палеозоя 283
Кора выветривания мезозоя 290
Некоторые особенности мезозойской коры выветривания 307
Нижнекайнозойская кора выветривания 311
Глава V. Новейшая кора выветривания 316
Кора выветривания Крыма 318
Кора выветривания Кольского полуострова 333
Основные черты новейшей коры выветривания 343
Особенности состава переотложенных продуктов новейшего
этапа выветривания, обусловленные процессами
прогенетической стадии гипергенеза 345
Минералогические провинции покровных отложений
Восточно-Европейской равнины, Казахстана, Средней Азии
и Западной Сибири 349
Особенности состава переотложенных продуктов новейшего
этапа выветривания, обусловленные процессами
эпигенетической стадии гипергенеза 355
8
Содержание
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений 358
Процессы гипергенного преобразования минерального состава
рудных месторождений 358
Строение коры выветривания рудных месторождений 365
Значение ландшафтных условий для формирования коры
выветривания рудных месторождений 369
Значение геологического строения и вещественного состава
рудных месторождений для формирования коры
выветривания 374
Возраст коры выветривания рудных месторождений 376
Соотношение во времени и пространстве кор выветривания
рудных месторождений и распространенных горных
пород 378
Summary 382
Литература 385
ГИПЕРГЕННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ ВОСТОЧНОЙ АФРИКИ
Древняя кора выветривания 397
Красноцветный гипергенный комплекс неогена-плейстоцена 408
Латеритные панцири 431
Образование латеритных панцирей Восточной Африки 444
Карбонатные коры 448
Эволюция гипергенеза Восточной Африки 455
Summary 460
Литература 461
СТАТЬИ
Геохимия и минералогия покровных красноцветных
отложений Кубы 467
Латеритные кирасы Кубы и Пиноса 480
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы 491
CONTENTS
From the Editor 13
HYPERGENESIS OF THE QUARTERNARY PERIOD
Prefac 17
Introduction 19
Chapter I. Hypergenesis manifestations in the quarternary deposits
of the desert zone 23
South-Western Pribalhashje 23
Typical features of hypergenesis manifestations in other desert
districts 45
Hydrogen ic hypergenesis of the arid zone and the problem
of arid crust 54
Chapter II. Hypergenesis manifestations in the quarternary deposits
of the steppe zone 58
Substantial composition of the quartemary deposits
of Northern Kazakhstan 59
Epigenetic hypergenesis manifestations 66
Rare and trace elements in the quartemary deposits 76
Spatial distribution of hypergenesis manifestations 79
Chapter III. Peculiarities of arid hypergenesis manifestations 82
Quartemaiy deposits of the arid zone as a result
of hypergenesis 82
Quarternary deposits of the arid zone as an object
of hypergenesis 91
Chapter IV. Ilypcrgcnesis manifestations in the quartemary deposits
of the forest zone 97
Petrographic peculiarities and chemical composition
of the deposits 97
Mineral composition peculiarities of the sandy-aleuritic part
of the deposits 104
10
Contents
The fine-dispersional part of the quarternary deposits 109
Epigenetic hypergenesis manifestations 111
Rare and trace elements in the quarternary deposits 120
A few comments on correlation between substantial composition
and color of the forest zone quartemary deposits 129
Spatial correlation between hypergenesis manifestations
and the forest zone quarternary deposits 134
Chapter V. Hypergenesis manifestations in the initial region
of the continental glaciations of Europe 140
Kolsky Peninsula 140
Tundra-nival hypergenesis and glacial deposits composition
of Europe 156
Chapter VI. Peculiarities of the humid type hypergenesis
manifestations 161
Quartemary deposits of the East-European plain as a result
of hypergenesis 161
Quarternary deposits of the East-European plain
as an object of hypergenesis 171
Chapter VII. Typical features of the quartemary period hypergenesis .... 176
Hypergenesis stages 177
Progenetic hypeigenesis stage manifestations 189
Epigenetic hypergenesis stage manifestations 201
Reflection of geographical conditions in the hypergenesis
manifestations and their paleogeographical meaning 205
Certain questions of the quartemary period hypergenesis
manifestations practical meaning 210
Conclusion 211
Bibliography 212
GEOGRAPHY AND PALEOGEOGRAPHY
OF THE WEATHERING CRUST
Introduction 225
Part I. GENERAL QUESTIONS OF THE WEATHERING
CRUST GENESIS AND GEOGRAPHY
Chapter I. Rocks as an object of weathering. Steadiness
of the initial rocks minerals 235
Contents
11
Chapter II. Prevalent newly-formed minerals of the weathering crust .... 243
Chapter III. Weathering crust formation conditions and morphology 256
Bioclimatic factors 256
Tectonics, relief and ground water influence 261
Time as a condition of weathering 265
Weathering crust morphology 268
Part II. REVIEW OF THE PREVALENT WEATHERING CRUSTS
OF RUSSIA AND SURROUNDING AREAS
Chapter IV. Ancient weathering crust 273
Precambrian and Lower Paleozoic weathering crust 275
Some peculiarities of Mesozoic weathering crust 283
Upper Paleozoic weathering crust and evolution
of hypergenesis during Paleozoic era 290
Mesozoic weathering crust 307
Lower Cainozoic weathering crust 311
Chapter V. The newest weathering crust 316
The weathering crust of the Crime 318
The weathering crust of Kolsky Peninsula 333
Main features of the newesta weathering crust 343
Peculiarities of the newest weathering crust composition
caused by the progenetic hypergenesis stage processes 345
Cover deposits mineralogical provinces of the
East-European plain, Kazakhstan, Middle Asia and
Western Siberia flat areas 349
Peculiarities of the newest weathering crust composition
caused by the epigenetic hypergenesis stage processes 355
Chapter VI. Ore deposits weathering crust 358
Hypergenesis transformation processes of ore deposits
mineral composition 358
Structure of weathering crust of ore deposits 365
The importance of landscape conditions for ore deposits
weathering crust formation 369
The importance of geological structure and ore deposits
substantial composition for weathering crust formation 374
The age of ore deposits weathering crust 376
Correlation between ore deposits weathering crusts and
prevalent rocks in time and space 378
Summary 382
Bibliography 385
12
Contents
HYPERGENIC FORMATIONS OF EASTERN AFRICA
Ancient weathering crust 397
Neogene-pleistocene red-colored hypergenic complex 408
Laterite crusts 431
Eastern Africa laterite crust formation 444
Carbonate crusts 448
Eastern Africa hypergenesis evolution 455
Summary 460
Bibliography 461
ARTICLES
Geochemistry and mineralogy of the covered red-colored deposits
of Cuba 467
Lateritic duricrusts of Cuba and Pinose 480
Red mantle sediments in South-Eastern Europe 491
От редактора
Коры выветривания и многочисленные другие гипергенные образования оди¬
наково относятся к сфере интересов географии, почвоведения и геохимии. Ес¬
тественно, что представители указанных наук при изучении проявлений гипер-
генеза преследовали разные цели и использовали свои подходы, что затрудняло
выяснение достаточно сложной общей картины гипергенного преобразования
минерального вещества. На фоне такой ситуации, сложившейся к середине XX в.,
выделяются труды В.В. Добровольского, в равной мере являющегося профессио¬
нальным географом, почвоведом и геологом. Как геохимик-ландшафтовед и поч¬
вовед-географ он к указанному времени уже обладал опытом изучения геохимии
почв и ландшафтов в различных природно-географических условиях, как геохи¬
мик-геолог - не менее значительным опытом изучения минералогии и геохимии
зон гипергенеза рудных месторождений и их вторичных ореолов рассеяния. Опи¬
раясь на практику своих разносторонних исследований, он предпринял и осуще¬
ствил сравнительное изучение вещественного состава кор выветривания разного
возраста и особенно детально - проявлений гипергенеза четвертичного перио¬
да в широком диапазоне природно-зональных условий. На основе полученного
огромного фактического материала он обосновал теоретические представления
о гипергенезе, выявил связи между особенностями состава и микроморфологии
гипергенных образований, с одной стороны, и ландшафтно-геохимическими ус¬
ловиями их формирования, с другой, установил характерные черты геохимии
красноцветных продуктов выветривания и предложил оригинальную гипотезу их
генезиса, разработал методологию изучения проявлений гипергенеза.
Труды В.В. Добровольского, содержащие результаты этих исследований, были
опубликованы в 60-70-х годах и давно стали библиографической редкостью. В то
же время, разработанные им теоретические основы учения о гипергенезе как об¬
щепланетарном процессе преобразования минерального вещества на поверхнос¬
ти Земли, методические подходы и приемы изучения проявлений гипергенеза,
а также не утерявший своей научной ценности фактический материал, весьма
актуальны в настоящее время в связи с комплексными исследованиями развития
окружающей среды.
В данный том включены три монографические работы В.В. Добровольского:
“Гипергенез четвертичного периода” (1966 г.), “География и палеогеография кор
14
От редактора
выветривания СССР” (1969 г.), “Гипергенные образования Восточной Африки”
(1974 г.), а так же три его более поздние статьи, дополняющие теоретические
построения автора.
Перечисленные труды публикуются без существенного изменения текста и
расположены в хронологическом порядке.
Член-корреспондент РАН
Н.С. Касимов
ГИПЕРГЕНЕЗ
ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
ПРЕДИСЛОВИЕ
Изучение гипергенеза четвертичного периода в настоящее время приобретает
важное значение как в практическом, так и в теоретическом отношении.
Благодаря почти сплошному распространению на поверхности современ¬
ных континентов отложений четвертичного возраста последние являются наи¬
более частым объектом опробования при геохимических поисках. Это связано
с тем, что вторичные ореолы и потоки рассеяния большинства месторождений
полезных ископаемых проявляются преимущественно в различных генетичес¬
ких типах четвертичных отложений. Геохимические исследования как один из
основных видов поисков рудных месторождений в нашей стране имеют весьма
значительный объем, измеряющийся миллионами аналитических определений.
Познание геохимии и вещественного состава четвертичных отложений в различ¬
ных ландшафтах представляет актуальный вопрос для разработки научных основ
методики геолого-поисковых работ.
Гипергенно-геохимические процессы в значительной мере определяют состав
грунтовых вод, закономерности их географического распространения, а также
играют существенную роль в приобретении различными типами четвертичных
отложений определенных инженерно-геологических свойств. Поэтому изучение
гипергенеза четвертичного периода представляет интерес для гидрогеологии и
инженерной геологии, а вместе с тем для гидротехнического и дорожного строи¬
тельства, проведения магистральных трубопроводов, промышленности местных
строительных материалов и др.
Современные почвы сформированы преимущественно на отложениях четвер¬
тичного возраста. Особенности вещественного состава почвообразующих пород
оказывают большое влияние на генезис почв и их плодородие. Установление за¬
кономерностей гипергенного преобразования почвообразующих пород, особен¬
но их микроэлементного состава, имеет существенное значение для сельского
хозяйства, а с учетом дальнейших перспектив - для обеспечения здоровья насе¬
ления.
Выявление и оценка проявлений гипергенеза четвертичного периода ока¬
зались возможными при тесном сочетании сравнительного географического
принципа исследования с точными методами изучения вещественного состава
четвертичных отложений. Прежде всего было необходимо оценить влияние ус-
Впервые опубликовано: М: Недра, 1966.
18
Гипергенез четвертичного периода
ловий основных зональных ландшафтов на процессы гипергенеза. Поэтому ав¬
тором проводились исследования в пустынных и степных районах Средней Азии
и Казахстана (Юго-Западное Прибалхашье, Центральные Кызылкумы, Устюрт и
Арало-Каспийские пустыни, Северный Казахстан), в степной и лесостепной час¬
тях Русской равнины (Приволжская возвышенность, Центрально-Черноземные
области, Северная Украина), в лесной зоне Русской равнины (Северо-Запад, Под¬
московье, бассейн средней Оки, Мещера, Казанское Поволжье, бассейн Камы), в
таежных и тундровых ландшафтах Кольского полуострова.
Гетерогенность и многокомпонентность четвертичных отложений обуслови¬
ли необходимость применения разнообразных методов исследования - грануло¬
метрических, количественно-минералогических, кристаллооптических, терми¬
ческих, рентгеноструюурных, фотометрических, спектральных, валовых и раци¬
ональных химических анализов.
В результате проведенных исследований установлены типоморфные прояв¬
ления гипергенеза четвертичного периода и-выделены стадии гипергенеза. Срав¬
нительный принцип, положенный в основу работы, дал возможность выявить
региональные, провинциальные, фациальные, зональные и внутриландшафтные
особенности проявлений гипергенеза в составе четвертичных отложений.
Автор далек от мысли, что ему удалось сколько-нибудь исчерпывающе осве¬
тить сложные вопросы гипергенеза четвертичного периода. Отдельные пробле¬
мы только намечены и потребуют для своего разрешения длительной совместной
работы геологов, геохимиков и географов. Однако то обстоятельство, что настоя¬
щая работа является первым опытом систематического изучения проявлений ги¬
пергенеза четвертичного периода на значительной территории, позволяет пред¬
ложить результаты наших исследований вниманию специалистов.
ВВЕДЕНИЕ
Для обозначения комплекса геохимических явлений в самых поверхностных
горизонтах литосферы А.Е. Ферсман [1922] ввел термин “гипергенез”1, который
мы употребляем в качестве более удачного синонима термина “выветривание”
Особо важное значение гипергенез имеет дли минеральных образований,
имеющих широкое распространение на континентальной поверхности. Таковы¬
ми являются отложения четвертичного периода, покрывающие более 90% терри¬
тории Советского Союза.
Теоретическую основу для изучения гипергенеза четвертичных отложе¬
ний составляют положения Б.Б. Полынова [1934, 1935] о циклах выветривания.
В соответствии с этими положениями континентальные отложения четвертично¬
го возраста могут рассматриваться как продукт гипергенеза и как своеобразная
кора выветривания.
Это предположение на первый взгляд находится в противоречии со следую¬
щими общеизвестными фактами:
1. В образовании четвертичных отложений основное значение имели меха¬
нические явления. Этот не вызывающий сомнений факт может быть истолкован
как резкое доминирование в четвертичном периоде процессов механического
раздробления минералов исходных пород над процессами их химического изме¬
нения.
2. Большая часть массы четвертичных отложений сложена обломками неиз¬
мененных (или очень слабо измененных) минералов кристаллических пород, что
можно связывать с отсутствием процессов гипергенного разрушения первичных
минералов на протяжении четвертичного периода.
Эти соображения кажутся особенно убедительными при изучении четвер¬
тичных отложений на территории развития оледенений. Многочисленные факты 11 Следует отметить, что в дальнейшем у А.Е. Ферсмана [1934] появилась известная двойственность
в формулировании понятия гипергенеза. Гипергенез рассматривался и как процесс преобразования
горных пород в континентальных условиях, и как вся сумма геохимических процессов, происходя¬
щих в наружной части земной коры, в том числе процессы образования осадочных пород и процес¬
сы их эпигенетического преобразования под влиянием подземных вод. В настоящее время литоло-
ги [Страхов, I960] четко ограничивают процессы гипергенеза от осадконакопления и диагенеза, а
эпигенетические процессы, совершающиеся под влиянием подземных вод, геохимики [Перельман,
1959а] объединяют термином “катагенез”. Более подробно соотношение гипергенеза с другими
процессами, происходящими в наружной части земной коры, и эволюция взглядов на гипергенез
рассмотрены в нашей специальной работе [Добровольский, 1964].
20
Гипергенез четвертичного периода
протяженного переноса обломков исходных пород без существенного изменения
слагающих их минералов, малоблагоприятные условия для химического преоб¬
разования минералов в периоды ледниковой экзарации весьма способствовали
появлению взглядов о составе отложений четвертичного периода как о чисто ме¬
ханической смеси минералов горных пород области сноса. Подобное представле¬
ние разделялось не только геологами и географами, специально не изучавшими
вещественный состав четвертичных отложении, но некоторыми минералогами и
геохимиками. Крупнейший геохимик В.М. Гольдшмидт [Goldschmidt, 1933] счи¬
тал, что состав ледниковых отложений есть механическая смесь измельченных
минералов кристаллических пород.
Наряду с этим еще в прошлом веке, появляются данные, свидетельствую¬
щие, что состав четвертичных отложений определенным образом отражает про¬
цессы гипергенеза. Таковы мысли В.В. Докучаева “о зональности в минераль¬
ном царстве”, стремление оценить химизм четвертичных отложении как коры
выветривания (Н.А. Богословский, А.А. Роде), исследования по сравнительной
минералогии четвертичных отложений К.Д. Глинки, работы А.Е. Ферсмана,
Б.Б. Полы нова, П.А. Земятченского, Ф. Корню, а в настоящее время — работы
И.П. Герасимова, К.К. Лукашева, В.А. Ковды, А.Н. Розанова, А.В. Сидоренко,
В. Кубиены, Г. Эрара и ряда других исследователей. Особого упоминания заслу¬
живают работы по изучению реликтовых проявлений четвертичного гиперге¬
неза, начало которым было положено палеопедологическими исследованиями
К.Д. Глинки, а и последнее время успешно осуществляющиеся на базе микро¬
морфологи ческого направления В. Кубиены.
Таким образом, по гипергенезу четвертичного периода намечаются две за¬
метно отличные точки зрения. Согласно одной из них, процессы гипергенеза на
протяжении четвертичного периода были слабо выражены, и на континентах пре¬
имущественное значение имели чисто механические явления. Эта точка зрения
предполагает несущественное отличие вещественного состава четвертичных от¬
ложений и исходных горных пород.
Вторая точка зрения предполагает в четвертичном периоде наряду с механи¬
ческими процессами широкое развитие процессов гипергенеза. По мнению ав¬
тора, состав четвертичных отложений является продуктом гипергенеза, причем
различные ландшафтные условия должны определенным образом отражаться на
составе отложений.
О характере гипергенеза судят главным образом по вещественному составу
продуктов гипергенного преобразования. Последовательно изучая состав гори¬
зонтов коры выветривания от неизмененной горной породы до полностью пре¬
образованного верхнего горизонта, можно составить представление о процессе
гипергенеза в целом.
Подобное исследование облегчается, если исходная порода имеет определен¬
ный состав и сложена гипогенными силикатами, легко изменяющимися в про¬
цессе гипергенеза. Поэтому наиболее полно оказались изученными элювиальные
Введение
21
продукты глубокого гипергенного преобразования изверженных пород, сформи¬
рованные в условиях влажных жарких ландшафтов третичного периода, мезозоя
и частично более древнего возраста.
Широкое распространенно древней коры выветривания на территории СССР
обусловило многочисленные работы по изучению ее состава (исследования
И.И. Гинзбурга, Н.А. Лисициной, В.П. Петрова, В.Н. Разумовой и др.) и разработ¬
ку определенной методики исследования продуктов древнего гипергенеза.
В отличие от древней коры выветривания изучение результатов гипергенеза
четвертичного периода, несмотря на повсеместную распространенность и лег¬
кую доступность четвертичных отложений, весьма затруднено рядом причин.
Во-первых, ландшафтные условия четвертичного периода во внетропической
зоне, как правило, не благоприятствовали возникновению мощной элювиальной
коры выветривания. Во-вторых, как подчеркивает И.П. Герасимов [1946], перио¬
ды гипергенного преобразования не отличались большой протяженностью и пе¬
риодически прерывались периодами механического перемещения огромных масс
обломочного материала. Поэтому четвертичные отложения представляют собой
материал, претерпевший длительное перемещение и неоднократное переотложе-
ние, в результате чего многие следы гипергенного преобразования утрачены, а
для их восстановления требуются особые приемы.
Учитывая гетерогенность состава отложений, изучить гипергенез четвертич¬
ного периода возможно только посредством установления определенных прояв¬
лений гипергенеза для основных составных частей отложений. При этом следует
иметь в виду, что в силу различного генезиса основных компонентов четвертич¬
ных отложений характер гипергенных проявлений в них будет неодинаковым.
Итак, в качестве основного метода изучения гипергенеза четвертичного пе¬
риода мы принимаем сравнительно-географическое изучение проявлений ги¬
пергенеза в главнейших составных частях отложений этого возраста. Результаты
гипергенных процессов, во-первых, отражаются на определенном перераспреде¬
лении главных (породообразующих) химических элементов, то есть на законо¬
мерном изменении химического состава продуктов гипергенеза по сравнению с
исходными породами. Во-вторых, в процессе гипергенеза происходит своеобраз¬
ная геохимическая сортировка минералов исходных пород, обусловленная разру¬
шением гипергенно неустойчивых минералов и относительной концентрацией
устойчивых минералов. В-третьих, гипергенез сопровождается не только разру¬
шением минералов, неустойчивых в этих условиях, но и возникновением особых
минералов, порожденных конкретными ландшафтно-геохимическими условия¬
ми, - гипергенных новообразований.
Отмеченные три группы проявлений в значительной мере отражают ги¬
пергенную геохимию породообразующих элементов. Однако в сферу действия
процессов гипергенного перераспределения вовлекаются также рассеянные хи¬
мические элементы. Эти элементы, как правило, не образуют самостоятельных
минералов, но содержатся в неодинаковом количестве в различных минеральных
22
Ггтергенез четвертичного периода
образованиях. Поэтому в четвертую группу проявлении гипергенеза необходимо
выделить особенности содержания рассеянных химических элементов в четвер¬
тичных отложениях и их основных компонентах.
Характерные черты механизма гипергенных процессов также отражаются
на микроморфологии этих отложений, в первую очередь, на микроструктурно-
текстурных особенностях новообразований. Поэтому пятую группу проявлений
гипергенеза составляют микроморфологические особенности компонентов чет¬
вертичных отложений.
Ниже излагаются результаты изучения проявлений гипергенеза четвертич¬
ного периода в основных ландшафтных зонах России и сопредельных террито¬
рий - от пустыни до тундры.
Глава I
ПРОЯВЛЕНИЯ ГИПЕРГЕНЕЗА
В ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ
ПУСТЫННОЙ ЗОНЫ
Изучение зоны гипергенеза пустынных районов дает чрезвычайно богатый
материал для познания процессов гипергенеза, совершавшихся на протяжении
четвертичного периода. Этому способствует хорошая сохранность разновозра¬
стных проявлений гипергенеза. Особый интерес для исследования представляют
территории, длительное, время находившиеся в континентальных условиях. Та¬
ковы Чу-Илийские горы и южная часть Бетпак-Далы, процессы гипергенеза на
площади которых эволюционировали с мезозоя, останцовые массивы Централь¬
ных Кызылкумов, Арало-Каспийских пустынь - от мелких останцов Заунгузских
Каракумов до колоссального Устюрта. Сопоставление проявлений гипергенеза
на этих участках позволяет проследить закономерности развития процессов ги¬
пергенеза на большой территории.
При систематическом изучении проявлений гипергенеза пустынной зоны
были обнаружены некоторые важные особенности, общие для различных райо¬
нов. Поэтому мы приведем подробное описание результатов изучения одного из
районов, дополнив его затем кратким описанием характерных деталей проявле¬
ний гипергенеза других районов пустынной зоны.
Юго-Западное Прибалхашье
Общая характеристика района и четвертичных отложений
Территория Юго-Западного Прибалхашья представляет собой пример слож¬
ного сочетания разнообразных ландшафтов в общих для всех них условиях пус¬
тынной зоны. Каменистые пустыни здесь граничат с плодородными долинами,
скалистые горные массивы встречаются с обширными соровыми солончаками,
постепенно погребаемыми перевевающимися озерными песками.
В юго-западной части территории расположена долина р. Чу, представляю¬
щая собой верхнетретичный грабен, заполненный мощной толщей четвертич¬
ных, преимущественно аллювиальных отложений.
24
Гипергенез четвертичного периода
Северо-восточную часть территории занимает Балхашская впадина, выпол¬
ненная еще более мощной толщей раннечетвертичных субаквальных отложений
(текелийская и чинджилийская свиты) и аллювиальными отложениями р. Или.
В геоморфологическом отношении района представляет огромную равнину с не¬
значительным уклоном к оз. Балхаш.
Большая часть территории занята Чу-Илийскими горами. Последние пред¬
ставляют собой сложное палеозойское сооружение, включающее элементы до-
кембрийских, каледонских и герцинских структур. Среди осадочно-метаморфи¬
ческих пород наиболее распространены нижнекаменноугольные отложения, про¬
рванные интрузиями и на значительной площади несущие покров излившихся
(преимущественно кислых) пород.
На территории пустынного мелкосопочника и волнисто-равнинных про¬
странств, составляющих около 70% всей площади Чу-Илийских гор, развиты
маломощные мелкозернистые, часто щебнистые проилювиально-делювиальные
отложения. Выделяются две их разновидности. На меньшей части мелкосопоч¬
ника развиты маломощные (0,3-0,5 м) отложения, для гранулометрического со¬
става которых характерно преобладание тонкопесчаного и алевритового матери¬
ала при значительном участии и грубообломочного. Типичная кривая грануло¬
метрического состава этой разновидности покровных отложений приведена на
рисунке 1,7.
На большей части мелкосопочника покровные отложения имеют мощность
до 0,8-1,0 м и сильно обогащены алевритовыми частицами, достигающими 90%
при почти полном отсутствии частиц крупнее 1 мм (рис. 1, II).
% %
Рис. 1. Типичные кривые гранулометрического состава четвертичных отложений Чу-Илийских
гор
/ - щебнистая разновидность пролювиально-делювиальных отложений мелкосопочно¬
равнинной территории; II - мелкоземистая разновидность покровных отложений мелкосопочно¬
равнинной территории; ///-отложения сая; IV-отложения пролювиального шлейфа
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
25
Низкогорные массивы Чу-Илийских гор либо полностью лишены покрова
четвертичных отложений, либо покрытые маломощными щебнистыми отло¬
жениями. В низкогорных участках берут начало многочисленные сан (долины
с периодическими водотоками). Отложения саев отличаются хорошей сортиро-
ванностью (рис. 1, III) и напоминают вторую разновидность пролювиально-де¬
лювиальных отложений мелкосопочника. Мощность этих отложений достигает
2,4 м. Большую мощность подобные отложения имеют в крупных внутригорных
долинах: мощность четвертичных отложений долины р. Карой достигает 10 м,
долины р. Копа - 25-35 м. Особенность отложений крупных долин состоит в уве¬
личении содержания грубообломочного материала вниз по разрезу.
Пролювиальные отложения, развитые по периферии Чу-Илийских гор (рис.
I, IV), обладают хорошей сортировкой; пролювиальный шлейф образует слабо¬
наклонную равнину шириной от нескольких до 50 км (по северо-восточной пе¬
риферии района, в пределах Жусандалийской степи). Мощность этих отложений
достигает 10-20 м.
Возраст охарактеризованных отложений не определен, условно его можно
принять средне-верхнечетвертичным. В нижней части пролювиального обрам¬
ления Чу-Илийских гор иногда обнаруживаются своеобразные, плохо сортиро¬
ванные гапечниковые отложения. Эти отложения, по-видимому, имеют нижне¬
четвертичный возраст и представляют фацию верхнегобийских конгломератов в
условиях Чу-Илийских гор.
Минеральный состав песчано-алевритовой части
четвертичных отложений
Изучение минерального состава различных типов четвертичных отложений
района показывает довольно близкий состав их алевритовых частиц, составля¬
ющих большую часть этих отложений. Большое количество обломков местных
коренных пород и таких легкоразрушающихся минералов, как полевые шпаты, а
также плохо окатанная форма частиц свидетельствуют об относительно недале¬
ком перемещении алевритовых компонентов и об их общем (по-видимому, мест¬
ном) источнике.
Для отдельных отложений обнаруживаются некоторые особенности мине¬
рального состава алевритовой части (табл. 1). Для отложений пролювиального
шлейфа Чу-Илийских гор намечается тенденция уменьшения содержания поле¬
вых шпатов и увеличению содержания лейкоксена, рутила и циркона (повышен¬
ное содержание биотита, по-видимому, объясняется провинциальными условия¬
ми). В покровных отложениях мелкосопочных районов обращает на себя внима¬
ние повышенное содержание эпидота и ставролита, в отложениях саев - увеличе¬
ние содержания граната.
26
Гипергенез четвертичного периода
Таблица I
Минеральный состав фракции 0,07-0,17 мм четвертичных отложений
Юго-Западного Прибалхашья
Компонент
Пролювиально-делювиальные
(с примесью эолового материала)
покровные отложения равнинно¬
мелкосопочной территории
Пролювиальные
отложения
саев***
(1 образец)
Делювиально¬
пролювиальные
отложения
периферии
Чу-Илийских гор
(3 образца)-**'
первая
разновидность
(3 образца)*
вторая
разновидность
(3 образца)**
Легкая фракция
В процентах
от веса фракции
99,41-99,64
99,63-99,95
99,95
99,16-99,9
Обломки пород
15-22
12-32
11
47-61
Полевые шпаты
50-60
30-75
50
22-27
Кварц
Тяжелая фракция
18-25
13-38
39
18-27
В процентах
от веса фракции
0,364),59
0,05-0,07
0,05
0,01-0,84
Рудные
непрозрачные
25-26
10-15
14
19-28
минералы
Роговая обманка
18-35
30-22
38
26-28
Эпидот и цоизит
25-40
4145
26
17-29
Ставролит
14
3-9
3
1-2
Андалузит
Ед. з. - 1
Ед. з.-2
2
0-3
Дистен
Ед. з. - 1
0 - ед. з
Ед. з.
0 - ед. з.
Сфен
2-3
1-2
3
1
Гранат
4-5
5-6
10
Ед. з.-1
Циркон
Ед. з. - 1
Ед. з
-
Ед. з.-2
Рутил
Ед. з. -1
Ед з.
-
2
Лейкоксен
2-5
34
6
10-13
Турмалин
0 - ед. з
0 - ед. з.
-
-
Биотит
0-ед з
0 - ед. з .
2
4-10
Апатит
0-ед з.
0 - ед. з.
-
Ед. з.
Образцы отобраны.
’В 10 км к востоку от ж.-д. ст. Хантау; массив Анрахай; верховье сая Аксуек.
ФФ В 18 км к северо-западу от ж -д ст. Кияхты; в 20 км к северу от ж.-д. ст. Эспе; в 70 км к югу от
пос. Чиганак
ФФФ В нижней части сая Аксуек.
ФФФФ В 10 км к западу от массива Хантау; в 30 км к западу от массива Хантау; в 30 км к юго-западу от
ж.-д ст Кияхты, южная часть Жу сандал и йской степи.
Здесь и далее. “Ед з ” - единичные зерна Прочерк означает, что определение не проводилось.
В.А. Вахрушев и Е.Г. Вахрушева [1954] при изучении минерального состава
лёссовых отложений долины р. Чу получили данные, хорошо согласующиеся с
результатами наших исследований.
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
27
Состав песчаного аллювия в результате размывания кристаллических пород
отличается повышенным содержанием таких малоустойчивых минералов, как
пироксены и биотит.
Есть основания предполагать, что мелкообломочная часть лёссов и лёссовид¬
ных отложений Южного Казахстана генетически связана с крупными массивами
аллювиальных песков, переработанных ветром. Состав тяжелой фракции песков
Муюнкум [Вахрушев, 1952] тождествен составу тяжелой фракции песчано-об¬
ломочной части лёссов долины Чу и покровных суглинков Чу-Илийских гор.
К аналогичному выводу пришел М.И. Ломонович [1956] при изучении озерно-
аллювиальних отложений Южного Прибалхашья и лёссов Заилийского Алатау.
По мнению М.И. Ломоновича, лёсс северных склонов Заилийского Алатау сфор¬
мирован за счет мелкообломочной части древнеаллювиальных и озерно-аллюви-
апьных отложений Южного Прибалхашья.
Пески Муюнкум представляют собой перевеянные песчаные отложения трех
террас р. Чу. Водосборная площадь этой реки охватывает хребты Северного Тянь-
Шаня. Возникает вопрос - почему состав древнего аллювия не соответствует со¬
ставу пород питающей провинции, в то время как современный аллювий хорошо
отражает особенности минерального состава питающей провинции?
Чтобы ответить на этот вопрос, следует сопоставить состав континенталь¬
ных отложении юго-восточной части Казахстана и кристаллических пород, яв¬
ляющихся источником обломочного материала. Согласно Н.Г. Кассину [1936],
главная масса интрузий юго-восточной части Казахстана соответствует составу
гранитов и гранодиоритов.
По данным В.Н. Разумовой [1961], мезозойские (меловые) континентальные
отложения южной части Казахстана представлены кварцевыми песчаниками и
серыми глинами. В тяжелой фракции резко преобладают ильменит, лейкоксен и
анатаз (более 50%), в значительном количестве (11,4-34,6%) присутствуют цир¬
кон и некоторые другие устойчивые к выветриванию минералы (дистен, ставро¬
лит, турмалин, гранат). Эпидот присутствует в ничтожном количестве, роговая
обманка не установлена. Можно предположить, что состав континентальных от¬
ложений мелового возраста был предопределен характером выветривания корен¬
ных пород, в результате которого почти полностью разрушены полевые пшаты и
темноцветные компоненты и относительно накопился кварц и другие устойчивые
минералы.
Иной характер имеют третичные отложения. Для минерального состава кон¬
тинентальных отложений палеогена южной части Казахского щита типично при¬
сутствие обломков полевых шпатов. В тяжелой фракции преобладают ильменит и
лейкоксен, составляющие в сумме 50%. В значительном количестве присутству¬
ют циркон (5,1-10,8%) и другие устойчивые минералы. Наряду с этими минера¬
лами присутствуют эпидот (17,1-27,2%) и роговая обманка (обычно около 10%).
Изменение состава обломочного материала за счет появления менее устойчивых
к выветриванию минералов говорит об изменившемся характере гипергенеза.
28
Гипергенез четвертичного периода
Если сопоставить изложенные факты с данными наших анализов обломочной
части четвертичных отложений, обогащенных полевыми шпатами и роговой об¬
манкой, то получим картину закономерной эволюции гипергенеза - от глубокого
изменения исходных пород с образованием мощной коры выветривания, где в
качестве остаточных минералов сохранялись лишь кварц и устойчивые акцессо-
рии, до современных аллювиальных отложений, в составе которых присутствуют
такие неустойчивые минералы, как пироксены.
В этой системе древнеаллювиальные и лёссовые отложения занимают опре¬
деленное место. В песчано-алевритовой части этих отложений мы находим по¬
левые шпаты в количестве, близком к их содержанию в распространенных крис¬
таллических породах Южного Казахстана. Однако темноцветные компоненты в
четвертичных отложениях содержатся в значительно меньшем количестве, чем
в исходных породах. Отсюда мы делаем вывод, что состав песчано-алевритовой
части четвертичных отложений Юго-Западного Прибалхашья не просто обуслов¬
лен минеральным составом распространенных кристаллических пород, но нахо¬
дится в зависимости от степени выветривания этих пород.
Тонкодисперсная часть четвертичных отложений
Содержание фракции менее 0,001 мм в четвертичных отложениях Юго-За¬
падного Прибалхашья варьирует от 2,95 до 11,57%.
Величина светопреломления материала фракции менее микрона из десяти
проб различных чинов четвертичных отложений колеблется в следующих преде¬
лах: Nm=l,551-1,565; Np'= 1,538-1,543; Nm-Np'=0,013-0,033. Часто обнаружива¬
ется дисперсия по-казателей преломления порядка 0,006-0,008.
Рентгеноструктурный анализ этих же образцов фракции менее 0,001 мм был
произведен в ВИМСе Г.А. Сидоренко. Полученные результаты позволили заклю¬
чить, что среди высокодисперсных компонентов четвертичных отложений изу¬
ченного региона преобладают минералы группы гидрослюд и монтмориллонита
при доминировании гидрослюд. Межплоскостные расстояния и интенсивность
линий помещены в нашей специальной статье [Добровольский, 19616].
Термографический анализ восьми образцов фракции менее 0,001 мм, произве¬
денный в ВИМСе Л.И. Рыбаковой, обнаружил следующие термические эффекты:
1) хорошо выраженный эндоэффект с минимумом от 139 до 162°С (средняя
величина 151°С);
2) менее редкий, но постоянно обнаруживающийся эндоэффект с минимумом
от 563 до 583°С (средняя величина 571°С);
3) часто обнаруживающийся слабо выраженный эндоэффект с минимумом от
830 до 960°С;
4) иногда обнаруживающийся слабо выраженный экзоэффект с максимумом
от 940 до 990°С.
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
29
Данные термографического анализа позволяют определить состав тонко¬
дисперсной массы четвертичных отложений Юго-Западного Прибалхашья
как существенно гидрослюдистый. Типичные кривые нагревания фракции менее
0,001 мм приведены на рисунке 2.
В результате химического анализа тонкодисперсной массы установлен чрез¬
вычайно близкий ее состав в различных типах четвертичных отложении (табл. 2).
Полученные данные позволяют предположить, что тонкодисперсная часть
четвертичных отложений преимущественно состоит из минералов группы гид¬
рослюд и монтмориллонита, возможно находящихся в сложном структурном со¬
отношении в виде смешаннослойных образований.
Однотипность состава и структуры фракции менее микрона различных раз¬
новидностей четвертичных отложений позволяет произвести пересчет данных
химического анализа на кристаллохимические формулы. Указанный пересчет
Рис. 2. Кривые нагревания фракции менее 0,001 мм четвертичных отложений Чу-Илийских
гор
I - щебнистая разновидность покровных отложений мелкосопочно-равнинной территории;
II - мелкозем истая разновидность тех же отложений; III - отложения сая; IV - отложения пролю¬
виального шлейфа
30
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 2
Результаты химического анализа фракции менее 0,001 мм четвертичных отложений
Юго-Западного Прибалхашья (аналитик Н.С. Валиев)
Компонент
Содержание, вес. %
Молекулярные
количества
Молекулярные отношения
I
II
III
I
11
III
I
II
III
Si02
47,28
44,43
48,69
0,784
0,747
0,804
3,90
3,51
3,94
тю2
0,66
0,65
0,65
0,008
0,008
0,008
0,04
0,04
0,04
а,2°з
19,46
20,37
19,77
0,201
0,213
0,204
1,00
1,00
1,00
Fe203
8,78
8,58
8,08
0,058
0,057
0,053
0,28
0,27
0,26
СаО
0,45
из
0,83
0,008
0,021
0,015
0,04
0,08
0,07
MgO
5,05'
5,05
3,97
0,133
0,134
0,105
0,66
0,63
0,51
Nap
0,41
0,64
0,79
0,007
0,011
0,013
0,03
0,05
0,16
к2о
4,19
3,55
3,82
0,047
0,040
0,043
0,26
0,19
0,21
П.п.п.
8,72
9,32
7,74
0,510
0,552
0,456
2,53
2,59
2,23
Влажность
при 100°С
5,5
7,06
5,82
-
-
-
-
-
-
Сумма
100,0
100,78
100,16
-
-
*
-
-
-
I, II - образцы соответственно первой и второй разновидностей покровных отложений мелкосопочно¬
равнинной территории Чу-Илийских гор; III - образец отложений пролювиального обрамления Чу-
Илийских гор.
Здесь и далее в книге: П.п.п. - потери при прокаливании.
носит условный характер, так как фракция менее микрона не является идеальной
мономинеральной массой. Цели пересчета - выяснить гидратированность тон¬
кодисперсной части четвертичных отложений на основании соотношения ионов
крупного радиуса (щелочи и кальций) с ионами гидроксония. Расчет проводится
по методу В.С. Соболева [1949]. Получены следующие формулы:
I [^0,40^а0,06^а0,03(^3^0,53]1,02* [тёо,55^еО,46^1,18]2,19’ [^*3,4,^0,03^0,56^1 (>]’
II [K0.34Na0.06Ca0.0s(H3O)0.53]..0.- [Mgo.56Fe0.48A1..0,V СОН),.97 [S'3,15Ti0.03A,0.790lo];
^ K0,eNа0,10^a0,05^3®)o,4s]o,97 [^§0,44Fe0.44A ^ 1,07] 1,95’ (ОМ)2|0 'з,34^0.03 А 1()6зО10] ■
Из приведенных формул следует, что особенностью дисперсных силикатов
четвертичных отложений является их невысокая гидратированность (лишь около
50% и более позиций щелочей заняты ионами гидроксония). Следует также от¬
метит наличие железа, входящего в шестерную координацию в кристаллической
решетке дисперсных силикатов.
В результате изучения шлифов с ненарушенной структурой и иммерсионных
препаратов не обнаружены факты, свидетельствующие об образовании тонкодис¬
персных минералов в толще четвертичных отложений. По-видимому, тонкодис¬
персная часть четвертичных отложений, так же как и песчано-алевритовая, вошла
Глава I. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
31
в состав отложений в процессе их формирования. Вполне вероятно, что основной
путь аккумуляции дисперсных частиц - осаждение их из атмосферы.
Состав тонкодисперсных минералов континентальных отложений тонко от¬
ражает условия гипергенеза. В отложениях мелового возраста, формировавших¬
ся в результате переотложения мезозойской коры выветривания, образованной в
жарких гумидных условиях, тонкодисперсная часть имеет преимущественно као-
линитовый состав. В третичных красноцветных отложениях южной части Казах¬
стана наряду с каолинитом присутствуют гидрослюды и магнезиальный силикат
типа папыгорскита [Разумова, 1961], отсутствующий в четвертичных отложени¬
ях. Таким образом, тонкодисперсная часть четвертичных отложений, так же как и
песчано-алевритовая, обладает специфическими особенностями, отличающими
ее от дисперсной части более древних континентальных отложений.
Эпигенетические проявления гипергенеза
Четвертичные отложения после своего формирования испытывали воздей¬
ствие гипергенных процессов. Отражением гипергенного преобразования отло¬
жений явилось возникновение различных новообразований.
Карбонатные новообразования. Новообразования этой группы широко рас¬
пространены в четвертичных отложениях Юго-Западного Прибалхашья. В от¬
носительно мощных пролювиальных отложениях новообразованные карбонаты
встречаются в виде рыхлых стяжений 0,5-2,0 см в поперечнике и реже в виде
плотных конкреций таких же размеров. В щебенчатых покровных суглинках
Чу-Илийских гор карбонаты образуют колломорфные натеки на нижней части
дресвы и щебня. В песках Таукум на поверхности дюн нами были обнаружены
тонкие рыхлые корочки, состоящие из песчинок, сцементированных новообразо¬
ванным карбонатом.
В условиях повышенной обводненности при наличии бикарбонагно-капьци-
евой минерализации вод происходит формирование особых форм карбонатных
новообразований. Здесь в озерных илах возникают серые или бурые плотные чех¬
лы вокруг корневищ тростника Phragmites communis, образующего густые зарос¬
ли по низменной периферии Балхаша и в дельте Или.
Изучение шлифов карбонатных новообразований под микроскопом позволи¬
ло обнаружить, что во всех случаях новообразованный карбонат имеет весьма
мелкозернистую, криптокристаллическую структуру. Величина кристаллических
индивидуумов, как правило, не превышает 0,005 мм, и лишь наиболее крупные
зерна достигают 0,01 мм в поперечнике. Новообразования содержат не только
криптокристаллический карбонат, но и частицы вмещающей породы: зерна обло¬
мочных минералов (главным образом, кварца) и мельчайшие частицы недиагно-
стируемого пелитового вещества. Содержание этих включений весьма непосто¬
янное.
32
Гипергенез четвертичного периода
Карбонатные новообразования, как правило, обладают более или менее хо¬
рошо выраженной метаколлоидной микротекстурой, которая особенно хорошо
выражена в журавчиках и бородках.
Соотношения карбонатных новообразований с вмещающей породой даже
при визуальном изучении позволяют предполагать наличие метасоматических
процессов при формировании новообразований. Данные микроскопического
изучения подтверждают это предположение. Глинистые минералы четвертичных
отложений, представленные преимущественно минералами группы гидрослюд,
обнаруживаются в новообразованиях в небольшом количестве, преобладают об¬
ломочные мйнералы. По-видимому, в процессе возникновения новообразований
тонкодисперсные глинистые минералы разрушаются, а обломочные минералы
оказываются устойчивыми к гипергенному воздействию. Однако в ряде случаев
можно наблюдать, как карбонатные новообразования корродируют и даже мета¬
соматически замещают магмаггогенные силикаты.
Определение иммерсионным методом показателя преломления нескольких
десятков образцов карбонатных новообразований показывает, что величина Nm
колеблется в интервале 1,658-1,662, то есть почти в пределах точности измерения
(±0,003). Кристаллооптические данные свидетельствуют о почти чисто капьцито-
вом составе карбонатных новообразований. Кальцитовый состав новообразован¬
ных карбонатов особенно интересен при наличии явлений метасоматоза.
Часть химических элементов, вовлеченных в результате гипергенеза в мигра¬
цию, накапливается в грунтовых водах. С этим связано повышенное содержание
кремния в грунтовых водах пустынь. Некоторая часть химических элементов рас¬
ходуется на образование новых минералов, преимущественно вторичных водных
силикатов.
Значительная часть химических элементов находится в новообразованиях в
особом состоянии (табл. 3).
При рациональном химическом анализе карбонатных новообразований обна¬
руживается весьма незначительное содержание магния, что подтверждает дан¬
ные кристаллооптического определения капьцитового состава карбонатных но¬
вообразований. В составе новообразованного вещества (содовая и солянокислая
вытяжки) обнаружен ряд химических элементов (кремний, алюминий и т.д.), не
входящих в кристаллическую решетку карбонатов. Следовательно, эти элемен¬
ты присутствуют не в виде изоморфной примеси в кальците, но и в то же время
они не входят в состав обломочных минералов, которые уходят в нерастворимый
остаток. Состояние этих элементов неясно. Можно предположить, что они были
сорбированы карбонатными новообразованиями в результате имевших место при
их возникновении коллоидных и метасоматических явлений.
От охарактеризованных карбонатных новообразований, являющихся про¬
дуктом гипергенеза, совершавшегося на протяжении от среднечетвертичного
времени до современной эпохи включительно, резко отличаются карбонатные
новообразования, представляющие собой реликт гипергенного преобразования
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
33
Таблица 3
Рациональный анализ карбонатных новообразований
Содержание, вес. %
Пересчет на 100%
новобразованного вещества
Компонент
рыхлые
стяжения
плотные
конкреции
колло-
морфные
натеки
рыхлые
стяжения
плотные
конкреции
колло-
морфные
натеки
Определения в исходной навеске
со2
22,66
30,42
37,58
37,35
41,60
39,53
^2^105°
1,82
3,60
0,38
-
-
-
^2^1 НО*
0,54
0,40
0,36
0,21
0,54
0,37
10%-ая содовая вытяжка (I)
Si02
0,21
0,17
0,33
0,35
0,23
0,34
тю2
Сл.
Сл.
Сл.
-
-
-
FeA
0,04
0,06
0,11
0,06
0,08
0,11
А12°3
0,01
0,17
0,67
0,02
0,23
0,70
10%-ая солянокислая вытяжка
Si02
0,94
0,69
0,68
1,59
0,94
0,71
тю2
0,01
Сл.
Сл.
0,02
Сл.
Сл.
А12Оэ
2,04
1,00
0,86
3,03
1,35
0,90
Fe203
0,98
0,51
0,44
1,66
0,69
0,46
СаО
26,56
37,62
51,85
43,95
51,41
54,62
MgO
1,81
1,07
1,39
3,23
1,45
1,45
Sr20
0,28
0,31
0,14
0,47
0,42
0,14
Na20+K20
0,79
Не обн.
Не обн.
1,33
-
-
10%-ая содовая вытяжка (11)
Si02
3,58
0,78
0,64
6,06
1,06
0,67
Нераствори¬
мый остаток
38,67
21,68
3,68
-
-
-
Сумма
99,57
98,88
99,33
100,0
100,0
100,0
Сумма
подвижной
SiO,
4,73
1,64
1,65
8,0
2,23
1,72
Здесь и далее: “Сл.” - следы, “Не обн.” - не обнаружено.
предшествующего времени. В конгломератах предположительно нижнечетвер¬
тичного возраста по западной периферии Чу-Илийских гор обнаружены особые
карбонатные новообразования. Они представляют собой массивные скопления
криптокристаллического кальцита, замещающего мелкоземистую массу конгло¬
мератов и даже корродирующих более крупные зерна. Подобные новообразова¬
ния могут иметь пластообразный характер или образуют отдельные глыбы непра¬
вильной формы мощностью от нескольких дециметров до 2-2,5 м. Описанные
новообразования напоминают мексиканские каличе, изученные А.В. Сидоренко
[19586]. Аналогичные новообразования широко распространены в Средней Азии
[Ковда, 1946; Перельман, 19596; и др.].
34
Гипергенез четвертичного периода
Гипсовые новообразования. Наиболее распространены в четвертичных отло¬
жениях новообразования мелкокристаллического гипса, дисперсно рассеянного
в породе. Генезис его связан с современным солончакообразованием. Кристаллы
этого гипса имеют изометричный, псевдобипирамидальный габитус благодаря
преобладанию граней форм {110} и {111}; грани формы {010} развиты умерен¬
но. Величина кристаллов обычно составляет 0,1-1,0 мм, редко достигает 22 мм.
Мелкозернистый гипс часто образует микроконкреции величиной 2-5 мм, име¬
ющие неправильную округлую форму. Также встречаются более крупные (до 2-
3 см в поперечнике) рыхлые стяжения. На отдельных участках склонов пролюви¬
альных отложений содержание мелкозернистого гипса столь велико, что верхняя
часть четвертичных отложений превращена в туфообразную рыхлую пористую
массу мощностью до 1-2 дм. Часто тонкозернистый мучнистый гипс образует
рыхлые чехлы вокруг корней саксаула - так называемые аккырши [Сидоренко,
1949]. В нижней части четвертичных отложений встречаются крупные конкреции
более крупнокристаллического гипса.
В маломощных щебенистых покровных отложениях останцовых плато и
древних массивов новообразованный гипс образует бородчатые наросты на щеб¬
не. Здесь облик кристаллов гипса призматический и тонкопластинчатый (“шес-
товатый гипс”)- В верхней части древней коры выветривания и в продуктах ее
переотложения - третичных континентальных отложениях - присутствуют круп¬
нопластинчатые кристаллы и друзы гипса, резко отличающиеся от гипсовых но¬
вообразований из четвертичных отложений.
В обнажениях и выработках видно, что различные разновидности гипса зани¬
мают определенное положение в разрезе. В качестве примера приведем описание
стенки канавы на междусопочном участке к западу от ж.-д. ст. Кияхты:
0-11 см. Гумусовый (А) горизонт серо-бурой почвы, светло-серого цвета, рыхлоком¬
коватой структуры.
11-21 см. Переходный (В) горизонт серо-бурой почвы, пылеватый, легко развевае¬
мый.
21-59 см. Делювиальный суглинок, палево-бурый, с небольшим количеством щебня
местных пород (кислых эффузивов) с редкой, плохо выраженной белоглазкой.
59-127 см. Тот же суглинок с обильным мучнистым гипсом, иногда образующим
рыхлые стяжения.
127-212 см. Глинисто-щебенчатая древняя кора выветривания. На границе коры и
суглинка местами встречаются новообразования шестоватого гипса (большей
частью горизонт гипса эродирован). В верхней части древней коры выветривания
на глинистых участках присутствуют желваки и розы крупнокристаллического
гипса.
Приуроченность разновидностей гипсовых новообразований к отложениям
различного возраста показана в таблице 4.
Под микроскопом видно, что гипсовые новообразования сложены хорошо об¬
разованными кристаллами, содержащими сравнительно с карбонатными новооб-
Глава I. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
35
Распределение новообразований гипса
в поверхностных рыхлых отложениях Чу-Илийских гор
Таблица 4
Характер и возраст отложений
Типы гипсовых новообразований
Все типы покровных отложений
современного и
верхне-среднечетвертичного возраста
Рыхлые конкреции различной формы
величиной от 1 мм до 2-3 см, гипсовые
чехлы вокруг отмерших корней (“аккырши”),
“бородки” на щебне
Нижняя часть покровных отложений
средне-верхнечетвертичного возраста
Плотные конкреции неправильной формы
величиной 5-8 см, сливающиеся на
отдельных участках в короткие пропластки
Контакт четвертичных отложений
и древней коры выветривания
(или верхнечетвертичных глин)
Шестоватый и мелкокрупитчатый гипс
Древняя кора выветривания и
верхнечетвертичные пестроцветные глины
Крупнопластинчатый гипс величиной
4-10 мм, его друзы и желваки
разованиями небольшое число частиц вмещающих пород. Каких-либо реликтов
коллоидных и метасоматических явлений не обнаружено.
Кристаллооптические свойства новообразованного гипса обычные:
Ng-1,529±0,003; Np'=l,520±0,003; Ng'-Np-0,009. Дисперсия показателей пре¬
ломления обычно составляет 0,006-0,008, иногда повышается до 0,010-0,012.
Часто обнаруживается слабая дисперсия оптических осей R>V.
Рациональный химический анализ гипсовых новообразований (табл. 5) обна¬
ружил небольшое количество примесей. В наибольшем количестве содержится
подвижный кремнезем (около 1% от новообразованной массы). В химическом со¬
ставе новообразованных гипсов обращает на себя внимание несколько понижен¬
ное содержание воды. Это обстоятельство обусловлено явлениями дегидратации
гипса под влиянием инсоляции.
Мирабилит образует крупные хорошо выраженные кристаллы столб¬
чатого габитуса, удлиненные по второй кристаллографической оси до величи¬
ны 5-7 см. Эти кристаллы, часто встречающиеся в высыхающих сорах к югу от
оз. Балхаш, буквально через несколько часов после их образования дегидратиру¬
ются в сухой атмосфере пустынь и рассыпаются в мелкий белый порошок тенар¬
дита.
Тенардит образует весьма мелкие (менее 0,01 мм в поперечнике) мяг¬
кие чешуйки. Скопления этих чешуек в виде рыхлых, легкоразвеваемых масс и
выцветов особенно широко распространены в пределах восточной части Бетпак-
Далы и Юго-Западного Прибалхашья.
Величина показателей преломления дегидратированных в естественных ус¬
ловиях сульфатно-натриевых новообразований составляет: Ng-1,484 (±0,003);
Np'= 1,475 (±0,003); Ng'-Np'=0,009.
36
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 5
Рациональный анализ гипсовых новообразований
Компонент
Результаты анализа,
вес. %
Пересчет на 100%
новообразованного вещества
I II III IV
I 11 III IV
Определения в исходной пробе
Н20 | 15,44 | 16,08 I 19,46 | 19,54 | 19,52 | 20,10 | 20,04 | 20,33
10%-ая солянокислая вытяжка
Si02
0,59
0,50
0,56
0,47
0,74
0,62
0,57
0,49
ТЮ2
Сл.
Сл.
Сл.
Сл.
Сл.
Сл.
Сл.
Сл.
А,А
0,20
0,56
Сл.
0,13
0,25
0,70
Сл.
0,13
FeA
0,26
0,27
0,09
0,26
0,33
0,34
0,09
0,27
СаО
25,36
26,03
31,75
31,38
32,07
32,66
32,70
32,67
MgO
0,35
Не
обн.
Не
обн.
Не
обн.
0,44
-
-
-
ВаО
Не
Не
Не
Не
обн.
обн.
обн.
обн:
so3
36,69
36,14
45,09
44,10
46,39
45,56
46,48
45,93
10%-ая содовая вытяжка
Si02
0,21
0,10
0,12
0,17
0,26
0,12
0,12
0,18
Нерастворимый
остаток
20,50
19,45
1,42
2,88
-
-
-
-
Сумма
99,60
99,13
98,49
98,93
100,0
100,0
100,0
100,0
Сумма
подвижной SiO,
0,80
0,60
0,68
0,64
1,00
0,74
0,69
0,67
1 - рыхлые гипсовые стяжения из верхней части покровных четвертичных отложений; II - плотные
конкреции из нижней части покровных четвертичных отложений; III - шестоватый гипс на контакте
четвертичных отложений и древней коры выветривания; IV - крупнопластинчатый гипс из древней
коры выветривания.
Галит встречается в налетах и скоплениях совместно с тенаритом. После
перекристаллизации в капле дистиллированной воды на предметном стекле легко
диагностируется благодаря своей изотропности и светопреломлению (N=1,544).
Э п с о м и т иногда обнаруживается в солевых выцветах вместе с тенардитом.
Образует бесцветные выделения неправильной формы. Замеренные показатели
светопреломления четырех образцов эпсомита составляют: Ng-1,460 (±0,003);
Np-1,533 (±0,003); Ng’-Np,=0,027.
Атакамит обнаружен в солевой корочке на дне сая в Чу-Илийских го¬
рах в виде выделения неправильной формы величиной около 3 мм. Показатели
светопреломления выше самой высокопреломляющей иммерсионной жидкости.
Цвет ярко-зеленый, минерал легко растворяется в соляной кислоте и дает четкую
микрохимическую реакцию на медь.
Химические анализы показывают, что среди солевых аккумуляций Южного
Прибалхашья преобладают сульфаты натрия (табл. 6).
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
37
Таблица 6
Состав водорастворимых новообразований
Компонент
Содержание, вес. %
I
II
III
н2о,0,
0,63
0,23
-
Са2*
0,73
0,40
0,40
Mg2+
0,24
0,06
0,76
Na*
26,00
30,80
28,80
К*
0,01
0,03
0,30
so42-
46,08
64,77
60,50
Cl-
8,70
2,09
3,83
Нерастворимый остаток
14,05
0,28
0,61
Сумма
96,44
98,66
94,83
I - выцветы солей на дне сая, Чу-Илийские горы; II - дегидратированные кристаллы мирабилита
соленого озера, Южное Прибалхашье; III - выцветы солей террасы р. Чу.
Новообразования железа и марганца обнаруживаются в ряде
случаев в супераквальных ландшафтно-геохимических условиях. В пойменном
аллювии р. Чумы обнаружили мелкие (2-3 мм в поперечнике) стяжения железа
и несколько более крупные округлые и трубчатые конкреции гидроокислов мар¬
ганца. В Чу-Илийских горах широко распространены образования “пустынного
загара” и дендритов гидроокислов марганца на поверхности обломков плотных
пород.
Изучение гипергенных новообразований в четвертичных отложениях и со¬
поставление их с проявлениями гипергенеза в более древних отложениях дают
наиболее интересные сведения для выяснения особенностей гипергенеза четвер¬
тичного периода. Новообразования древней коры выветривания (юрского и, воз¬
можно, альб-аптского возраста) представлены глинистыми минералами (главным
образом каолинитом и галлуазитом) и гидроокислами железа и марганца. Эти
новообразования отвечают гумидному типу гипергенеза в условиях ландшафта
влажных тропиков.
В третичное время в связи с постепенным, но неуклонным изменением палео-
климатических условий в сторону усиления аридности характер гипергенеза су¬
щественно меняется. Проявления третичного гипергенеза частично сохранились
в виде своеобразных реликтов - различных минеральных новообразований.
Изучение последних позволяет следующим образом реконструировать древ¬
ние гипергенные процессы. С конца олигоцена район является полем развития
гипергенеза в условиях переменно-влажных субтропиков. На заболоченных
участках, периодически насыщавшихся влагой и быстро высыхавших, возникали
крупные желваки гипса. В межгорных впадинах Тянь-Шаня в это время форми¬
руются соленосные накопления.
В конце миоцена - начале плиоцена резко усиливается обводненность райо¬
на. В условиях, по-видимому, сухого субтропического климата массы гидрокар¬
38
Гипергеиез четвертичного периода
бонатных вод, перемещавшиеся в виде внутригрунтового потока от приподня¬
тых участков к периферии, быстро иссякали. В результате выпадали карбонаты,
образуя своеобразные сазовые новообразования типа мексиканских каличе. Эти
карбонатные новообразования часто сопровождаются новообразованиями вто¬
ричных силикатов.
Постепенно нарастающая аридизация обусловила изменение состава грунто¬
вых вод с карбонатного на сульфатный. Проявления гидрогенного гипергенеза
этого периода сохранились в виде реликтовых образований шестоватого гипса.
Современный этап гипергенеза, начавшийся примерно в среднечетвертичное
время, характеризуется, определенным комплексом гипергенных новообразова¬
ний. Здесь весьма распространены различенные карбонатные новообразования
(белоглазка, журавчики, бородки на щебне), еще более широко представлены
морфологически многообразные гипсовые стяжения, а также выцветы и скопле¬
ния водорастворимых сульфатов и хлоридов. В числе последних иногда обнару¬
живаются довольно редкие минералы (например, агакамит). Очень редко в виде
реликтов древних гидрогенных процессов обнаруживаются железо-марганцевые
новообразования.
Схема развития процессов гипергенеза представлена на рисунке 3. Как видно
на схеме, эволюция гипергенных процессов совершалась на фоне постепенной
аридизации ландшафтных условий. Это обстоятельство имеет важное значение
для понимания различных геохимических обстановок в настоящее время.
Характерные
гипергенные
новообразования
Этапы гипергенеза
Гумидныу
1 Аридный
Мезозой - нача¬
ло палеогена
(гиперпенеэ в
условиях влаж¬
ных тропиков)
| Палеоген - продолжительная площадная эрозия |
Конец олигоце¬
на - миоцен (ги-
пергенеэ в ус¬
ловиях перемен¬
но-влажных суб¬
тропиков)
| Конец миоцена - плиоцен - интенсивное обводнение, эрозия
Плиоцен - нача¬
ло плейстоцена
(гиперпенеэ в
условиях сухих
субтропиков)
Нижне-среднечетвертичное время - эрозия и формирование
покровных отложений
Вторая половина
четвертичного пе¬
риода - современ¬
ная эпоха (гиперпе-
нез в условиях пу¬
стынных субтропиков)
Гидроокислы железа
Гидроокислы марганца
Гидрослюды
Галлуазит
Аллофан
Ферригаллуазит
Карбонаты (кальцит)
Гипс
Мирабилит, тенардит
Глауберит
Астраханит
Галл ит
Атакамит
—
Рис. 3. Эволюция гипергенеза Чу-Илийских гор
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
39
Редкие и рассеянные химические элементы
в четвертичных отложениях
При изучении четвертичных отложений Юго-Западного Прибалхашья было
произведено 239 спеюральных анализов образцов различных генетических ти¬
пов четвертичных отложений, их фракций, почвенных горизонтов, сухого остатка
водных вытяжек и новообразований.
Как видно из таблицы 7, в обломочной части четвертичных отложений акку¬
мулируются барий, цирконий, отчасти свинец. Ванадий, медь, никель, кобальт,
Таблица 7
Распределение некоторых рассеянных химических элементов в составных частях
четвертичных отложений в М0",в/« (поданным 100 анализов)
Элемент
Чувствитель¬
ность
определения
Среднее
(из 50 проб)
содержание в
четвертичных
отложениях
Среднее
(из 10 проб каждой фракции)
содержание во фракциях
гранулометрического состава
Среднее
(из 10 проб)
содержание в
сухом остатке
водной
вытяжки
5-3
мм
0,5-
0,25
мм
0,01-
0,001
мм
>0,001
мм
Ti
1
226
83
111
122
117
6,7
Мп
78
73
63
68
73
5,1
V
1
9,7
6,8
9,4
10
11,7
2,0
Си
1
4,9
4,3
4,4
5,3
7,0
3,6
РЬ
10
12,5
12,5
9,3
9,0
15,0
5,0
Ni
1
2,0
U
1,4
2,3
2,1
1,1
Со
1
1,4
0,9
0,9
0,9
1,2
0,5
Zr
1
8,8
13,0
7,5
4,3
4,1
1,0
Ga
1
6,2
6,3
7,1
5,7
5,4
0,5
Yb
1
2,3
3,0
2,3
2,1
1,5
1,0
Ag
0,1
0,5
0,6
0,6
0,7
0,5
-
Ba
50
89
150
211
78
43
30
В
1000
-
-
-
-
-
л-103
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меньшем
достоверной чувствительности определения
Zn
10
5,5
5
5,6
8,9
8,3
-
Сг
10
6,5
5
5
8,8
9,3
5
Мо
1
0,6
0,7
0,8
0,6
0,8
1,9
Sr
100
94
83
83
100
75
200
Li
100
53
58
83
83
89
-
Nb
10
5
5
5
-
5
-
Sn
1
0,6
0,7
0,6
0,7
0,6
-
Be
1
0,8
0,6
0,6
0,7
0,7
-
Sc
5
5
5
5
6
6
-
La
10
5
5
5
5
5
-
40
Гипергенез четвертичного периода
%
100
80
60
50
40
30
20
10
8
6
5
4
3
1,0
0,8
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
1
2
г4
'л
f'
v
\.
/
/
Г
\
/
\
Г
—1
f
/
—h
1
1
1
3
(
r**J
/
\
г
\
t
\
/
\
Рис. 4. Соотношение различных форм на¬
хождения рассеянных химических элементов в
четвертичных отложениях Юго-Западного При¬
балхашья (в % от общего количества каждого
элемента)
1 - часть общего количества элемента, свя¬
занная с обломочной массой; 2 - часть, связанная
с тонкодисперсной массой; 3 - водорастворимая
часть
V Си Pb Zn Cr Ni Со Са Ва Sr Мо
цинк и хром увеличивают содержание в
тонкодисперсной массе. Бор, стронций и
молибден избирательно накапливаются
в сухом остатке водных вытяжек.
Зная содержание основных состав¬
ных частей в общей массе четвертичных
отложений и содержание рассеянных
элементов в составных частях, можно
ориентировочно рассчитать распределе¬
ние рассеянных элементов по составным
частям отложений (рис. 4).
Около 90% общего количества каж¬
дого микроэлемента, содержащегося в
массе покровных рыхлых отложений,
связано с обломочной частью этих отложений (с массой частиц крупнее 0,01 мм).
Менее 10% общего количества связано с тонкодисперсной их частью (частицы
менее микрона, представленные преимущественно минералами группы гидро¬
слюд). И только в количестве десятых долей процента (для некоторых элементов
1-2%) содержатся водорастворимые, наиболее подвижные формы рассеянных
элементов.
Проведенные исследования показывают, что некоторые элементы накаплива¬
ются в определенных гипергенных образованиях. Так, например, серебро свя¬
зано с тонкодисперсной массой четвертичных отложений. С водорастворимыми
новообразованиями сульфатно-хлоридного состава связана повышенная концен¬
трация молибдена. Стронций концентрируется в гипсовых новообразованиях.
Многие микроэлементы присутствуют в повышенном содержании в марганцо¬
вых новообразованиях. Величины средних содержаний рассеянных элементов в
новообразованиях приведены в таблице 8.
Наиболее разнообразен микроэлементный состав железо-марганцевых и кар¬
бонатных новообразований, формирующихся в результате метасоматического
замещения тонкодисперсной части четвертичных отложений и частично обло¬
мочных силикатов. В новообразованиях, кристаллизующихся из водно-ионных
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
41
Таблица 8
Распределение некоторых рассеянных химических элементов в составных частях
четвертичных отложений в 1'10~3% (поданным 100 анализов)
Элемент
Чувстви¬
тельность
опреде¬
ления
Новообразования
железо¬
марган¬
цевые
(4 об¬
разца)
карбонат¬
ные
(18 об¬
разцов)
гипсовые
сульфатно-
хлоридные
водораство¬
римые
(15 об¬
разцов)
из покров¬
ных и лёс¬
совидных
отложений
(6 об¬
разцов)
шесто-
ватый
гипс
(9 об¬
разцов)
крупно¬
пластин¬
чатый
гипс
(3 об¬
разца)
Ti
1
300
90
28
6,1
53
1,3
Мп
1
100
38
7,5
1,6
5,5
1,1
V
1
10
5,8
1
0,8
2
0,8
Си
1
5
4,6
1,4Ф
0,7
1*
1,0
Ni
1
3
1,3
2Ф
0,5Ф
-
-
Со
1
1
0,9
Г
0,5Ф
-
-
Zr
1
8
4,8
1,4
1,6Ф
2,8
00
о
Ga
1
10
2,5
1
2Ф
1
г
Y
10
5
4,7Ф
Г
5*
-
-
Yb
1
3
1,1*
-
-
-
-
Sr
100
100
272
500
500
300
so¬
Ba
50
170
37
70Ф
70Ф
100
lo*
Элементы, обнаруженные в количестве, равном ши меньшем
достоверной чувствительности определения
Pb
10
30
8
5*
5Ф
-
5Ф
Zn
10
5
5Ф
5Ф
-
-
-
Сг
10
5
6,4Ф
5Ф
-
5Ф
-
Sc
5
7
5*
-
-
-
-
Nb
10
5
-
5Ф
-
Г
-
Sn
1
1
0,5*
-
-
-
-
Be
1
0,8
0,6Ф
-
Г
-
-
Mo
1
1,2
0,5Ф
-
-
-
1,8Ф
Ag
0,1
-
0,5Ф
0,5Ф
-
-
0,5*
La
10
5
5Ф
-
5Ф
-
-
Ce
100
-
5Ф
-
-
-
-
Li
100
50
55*
-
-
-
-
* Здесь и далее звездочка означает, что элемент обнаружен не в каждом образце.
растворов (гипсовые и хлоридно-сульфатные новообразования), состав рассеян¬
ных элементов резко сокращается, и уменьшается их содержание. Исключение
составляет стронций, достигающий максимального содержания в гипсовых но¬
вообразованиях.
Гипсовые новообразования различного возраста отличаются содержанием
рассеянных элементов. Эпигенетический крупнопластинчатый гипс из древней
коры выветривания и гипсовые новообразования из покровных и лёссовидных
42
Гипергенез четвертичного периода
отложений содержат относительно повышенное количество титана, марганца и
некоторых других элементов, присутствующих в частицах вмещающих пород,
захваченных гипсом при кристаллизации. Более чист от примесей шестоватый
гипс, для которого особенно характерно явно повышенное содержание стронция.
Возможно, что это связано с особыми условиями усиленного испарения, в кото¬
рых возникали эти новообразования.
Закономерности пространственного размещения
проявлений гипергенеза
Сопоставление обломочной части четвертичных отложений с исходными ко¬
ренными породами области питания показывает, что состав первых обусловлен
процессами гипергенного преобразования минералов коренных пород. Учитывая
явления многократного переотложения обломочных компонентов, для характе¬
ристики четвертичных отложений весьма важное значение имеет оценка соотно¬
шения узкоместного и аллохтонного дальнеприносного материала. Это соотно¬
шение определяет многие геохимические особенности состава отложений.
По степени участия компонентов местных кристаллических пород в четвер¬
тичных отложениях Юго-Западного Прибалхашья можно выделить следующие
группы этих отложений.
Первую группу образуют покровные отложения низкогорных, мелкосопоч¬
ных и волнисторавнинных пространств Чу-Илийских гор, сильно обогащенные
местным обломочным материалом. Эта группа занимает около 69% площади Чу-
Илийских гор.
Вторая группа включает в себя аллювиально-пролювиальные отложения ак¬
кумулятивных долин Чу-Илийских гор, где собственно местный материал сильно
разбавлен перемещенными компонентами. Площадь распространения этой груп¬
пы невелика и составляет около 3% всей территории Чу-Илийских гор.
Для третьей группы характерно подчиненное содержание обломков местных
пород в массе аллохтонных компонентов. К этой группе относятся отложения
пролювиального обрамления Чу-Илийских гор и крупных внутригорных долин.
Площадь, занятая отложениями третьей группы, составляет около 28% террито¬
рии Чу-Илийских гор.
К четвертой группе, характеризующейся отсутствием местного материала в
составе отложений, относятся мощные аллохтонные аллювиальные и озерно-ал¬
лювиальные отложения, выполняющие Чуйскую и Балхашскую впадины.
Вторым важным моментом характеристики гипергенных процессов является
оценка эпигенетического преобразования четвертичных отложений. Так, напри¬
мер, усиленное капиллярное испарение грунтовых вод, омывающих коренные
породы, способствует обогащению четвертичных отложений легкоподвижными
соединениями местных коренных пород. Наоборот, усиленный сток поверхност¬
Глава I. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
43
ных и грунтовых вод и накопление водорастворимых соединений и дисперсного
материала в депрессиях затрудняют элементарный обмен в системе “четвертич¬
ные отложения - коренные породы”.
Сочетание особенностей состава обломочной части четвертичных отложений
и проявлений эпигенетических процессов было использовано нами для составле¬
ния карты обстановок гипергенеза Юго-Западного Прибалхашья (рис. 5).
Группам четвертичных отложений обычно соответствуют определенные эпи¬
генетические процессы. Для первой группы четвертичных отложений на площа¬
ди мелкосопочных и равнинных пространств в результате возвратно-нисходящего
поверхностно-гидрохимического режима характерен энергичный геохимический
обмен с коренными породами. При этом важное значение имеет мощность отло¬
жений, поскольку амплитуда нисходяще-восходящих движений влаги в элюви¬
альных ландшафтах пустыни невелика [Розанов, 1951].
Близкую характеристику имеют маломощные отложения низкогорных масси¬
вов, ограниченные абсолютной высотой 900-1000 м. Эти отложения также обо¬
гащены местным обломочным материалом и хорошо отражают особенности мик-
роэлементного состава кристаллических пород. Их геохимической спецификой
является большая промытость с выносом сульфатов кальция и формированием
только карбонатных новообразований.
На основании изложенного площадь распространения первой группы отложе¬
ний оценивается нами как обстановка с активным участием химических элемен¬
тов докембрийско-палеозойского фундамента в современных процессах гипер¬
генеза. Внутри этой обстановки выделяются площади с различным характером
поверхностно-гидрохимического существенно бикарбонатного режима, которые
в свою очередь могут быть подразделены на участки с различной мощностью
отложений.
Распространение отложений второй группы соответствует обстановке с ме¬
нее активным участием элементов кристаллического основания в современных
процессах гипергенеза. Отражение особенностей элементного состава коренных
пород на поверхности здесь осложняется процессами горизонтальной миграции.
В условиях пустынных аккумулятивных долин на явления горизонтальной ми¬
грации накладывается влияние восходящего существенно сульфатного поверхно¬
стно-гидрохимического режима.
В определенных условиях происходит аккумуляция некоторых элементов в
результате иссякания поверхностного и внутрипочвенного стока. Наиболее ти¬
пичны для этих условий замкнутые депрессии рельефа. Оригинальная разновид¬
ность этих условий обнаружена по юго-западной периферии Чу-Илийских гор.
Здесь длительной деятельностью сезонных поверхностных вод и внутрипочвен¬
ного стока образован своеобразный “солевой пролювий”, представляющий собой
аккумуляцию водорастворимых солей, преимущественно сульфата натрия. Инте¬
ресно, что этот район имел такое же значение в раннечетвертичное время, когда
здесь также происходила аккумуляция солевого пролювия. Однако в то время в
44
Гипергенез четвертичного периода
Рис. 5. Карта обстановок гипергенеза Юго-Западного Прибалхашья
Обстановка активного участия химических элементов докембрийско-палеозойского фунда¬
мента в современном гипергенезе: I - возвратно-нисходящий существенно бикарбонатный по¬
верхностно-гидрохимический режим: а - мощность четвертичных отложений от 0 до 0,3-0,4 м,
б - мощность четвертичных отложений до 0,8-1,0 м; 2 - нисходящий бикарбонатный поверхност¬
но-гидрохимический режим.
Обстановка менее активного участия, осложненного процессами горизонтальной миграции:
3 - восходящий существенно сульфатный поверхностно-гидрохимический режим; 4 - режим исся¬
кания поверхностно-внутрипочвенного стока сульфатно-хлоридного состава: а - соленакопление
по периферии горной системы, б - аккумуляция солей и дисперсных гидрослюд в межсопочных
депрессиях.
Обстановка слабого участия химических элементов докембрийско-палеозойского фундамента
в современном гипергенезе: 5 - мощные площадные механогенические аккумуляции, залегающие
на: а - породах палеозоя, б - мезозойско-третичных отложениях, в - нижнечетвертичных отложе¬
ниях; б - мощные линейные механногенные аккумуляции.
Обстановка полного геохимического экранирования пород кристаллического фундамента
мощными аллохтонными механогенными аккумуляциями: 7 - затрудненный восходящий суще¬
ственно бикарбонатный поверхностно-гидрохимический режим; 8 - возвратно-нисходящий по¬
верхностно-гидрохимический режим; 9 - лугово-солончаковый поверхностно-гидрохимический
режим; 10 - режим озерно-солончакового сульфатно-хлоридного соленакопления; 11 - сочетание
восходящего и возвратно-нисходящего поверхностно-гидрохимического режимов
Глава I. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
45
силу иных общегеографических условий имело место накопление не сульфата
натрия, а карбонатов кальция (и отчасти магния) в виде отложений типа мекси¬
канских и североамериканских каличе.
Площадь развития отложений третьей группы соответствует обстановке со
слабым участием химических элементов кристаллического основания в процес¬
сах современного гипергенеза. При этом выделяются участки мощных площад¬
ных аккумуляций широкого пролювиального обрамления Чу-Илийских гор на се¬
веро-востоке и мощных линейных аккумуляций крупных внутригорных долин.
Отложения четвертой группы соответствуют обстановке полного геохими¬
ческого экранирования кристаллического фундамента.
Характерные черты проявлений гипергенеза
других районов пустынной зоны
Многие из минералого-геохимических особенностей вещественного состава
четвертичных отложений Прибалхашья свойственны четвертичным отложениям
других районов пустынной зоны. Результаты изучения вещественного состава
различных районов пустынной зоны опубликованы в серии статей [Доброволь¬
ский, 19606, 1961а, 19626]. Поэтому здесь будут приведены лишь краткие отде¬
льные сведения.
Состав четвертичных отложений останцовых массивов Центральных Кы¬
зылкумов весьма неоднороден. Обломки крупнее 0,5 мм представлены преиму¬
щественно местным материалом, в то время как состав песчано-алевритовых и
тонкодисперсных частиц отличается от компонентов местных пород. Состав и
морфология эпигенетических новообразований напоминают таковые для При-
балхашского района.
На склонах останцов неогенового пенеплена [Герасимов, 1937] повсеместно
распространен шестоватый гипс. Обычно он образует сплошной горизонт в мел-
коземистой массе или горизонт бородчатых нарастаний в нижнечетвертичных,
или плиоценовых, пролювиальных галечниках. В приповерхностной, гипергенно
измененной части палеогеновых и меловых глин содержатся особые новообразо¬
вания гипса - крупные желваки и друзы пластинчатых кристаллов.
Под горизонтом шестоватого гипса развиты мощные карбонатные новообра¬
зования, особенно типичные для плиоцен-нижнечетвертичного пролювия. Здесь
эти новообразования часто имеют облик глыб или сливаются в сплошную плиту.
При этом наблюдается отчетливое метасоматическое замещение мелкозема кар¬
бонатным веществом с сохранением реликтов текстурных особенностей исход¬
ных пород. В тесной парагенетической ассоциации с плиоценовыми карбонатны¬
ми новообразованиями находятся различные новообразованные силикаты типа
палыгорскита, бейделлита, фаратзихита, реже нонтронита.
46
Гипергенез четвертичного периода
Описания многочисленных разрезов с карбонатными новообразованиями
типа каличе и шестоватым гипсом приведены в монографии А.И. Перельмана
[19596].
Новообразования более поздних этапов гипергенеза, содержащиеся в отло¬
жениях средне-верхнечетвертичного возраста, заметно отличаются от проявле¬
ний плиоценового гипергенеза. В покровных супесях Кызылкумов и Каракумов
гипергенный кальцит в виде хорошо морфологически выраженных новообразо¬
ваний не встречается, а представлен пелитоморфными выделениями, дисперс¬
но рассеянными в массе породы. Только в супераквапьных ландшафтно-геохи¬
мических условиях возникают крупные скопления кальцита. Таков шох долины
Зеравшана, представляющий собой песчано-гравелистые аллювиальные отложе¬
ния, сцементированные криптокристаллическим кальцитом.
Иной облик имеют карбонатные новообразования, распространенные в тол¬
ще предгорных лёссов. Они представлены мелкими конкрециями величиной 0,5-
2 см в поперечнике. Конкреции сложены криптокристаллическим кальцитом, в
шлифах обнаруживаются следы метасоматических процессов и метаколлоидная
текстура. Метасо-матическому замещению подвергается тонкодисперсная масса
лёссов. Как результат метасоматоза, в конкрециях из предгорных лёссов присутс¬
твуют разнообразные рассеянные химические элементы.
От современных карбонатных новообразований лёссовых предгорий резко
отличается каменный лёсс. Последний представляет собой плотную массу жел¬
товато-серого цвета. Плотность варьирует от непрочных образований до скально¬
подобных масс, с трудом разбивающихся молотком.
Каменный лёсс, впервые описанный С.С. Неуструевым [1910] в Ташкентском
районе и Каратау, обычно залегает в нижней части лёссовой толщи. Каменный
лёсс образует довольно выдержанные горизонты мощностью от нескольких де¬
циметров до нескольких метров.
В шлифах под микроскопом видно, что каменный лёсс представляет собой
песчано-алевритовые частицы лёсса, сцементированные новообразованным кар¬
бонатом. Структура карбоната криптокристаллическая, многие кристаллические
индивиды находятся за гранью разрешающей способности микроскопа. Облик
карбонатов цемента ничем не отличается от обычных карбонатных новообра¬
зований - журавчиков, бородок. Карбонаты составляют 20-30% от веса поро¬
ды, выполняют пустоты и метасоматически замещают тонкодисперсную массу
лёссов.
Одинаковая структура и состав карбонатного цемента каменного лёсса и кар¬
бонатных новообразований позволяют предполагать их формирование в резуль¬
тате однотипных процессов.
По-видимому, каменные лёссы образуются в результате выпадения карбо¬
натов из иссякающих грунтовых вод, стекающих с возвышенностей. Приуро¬
ченность каменных лёссов к нижним частям лёссовой толщи свидетельствует о
большей водообильности раннечетвертичного времени. Более молодые камен¬
Глава 1. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
47
ные лёссы обычно приурочены к конусам выноса. На этих участках карбонатные
накопления часто содержат повышенную концентрацию рассеянных химических
элементов, мигрирующих в виде карбонатных комплексов и выпадающих вместе
с карбонатом кальция.
В системе Арало-Каспийских пустынь особый интерес представляет плато
Устюрт. Первое знакомство с Устюртом создает впечатление о ландшафте, весь¬
ма близком к классическому элювиальному. На это указывают поражающая всех
исследователей равнинность района, однотипность почвенно-растительного пок¬
рова, глубокое положение грунтовых вод, резкая геоморфологическая отграни-
ченность от соседних территорий.
В геологическом отношении плато образовано почти горизонтально залега¬
ющими отложениями миоценового возраста. Последние представлены в основа¬
нии красными (на западе) и зелеными (на востоке) глинами конкского горизонта,
выше которых залегает толща сарматского яруса. Сарматская толща состоит из
оолитовых, фораминиферовых и ракушняковых известняков, переслаивающихся
с мергелями и глинами.
По всему плато на поверхности сарматской толщи залегают светло-бурые
мелкоземистые отложения четвертичного возраста. Более дробное определение
возраста затруднительно ввиду отсутствия руководящих ископаемых и диффе¬
ренцированных в возрастном отношении форм рельефа. Мощность четвертичных
отложений центральной части Устюрта редко превышает 5 м, часто измеряется
1-2 м и даже несколькими дециметрами. Генезис этих отложений не выяснен. Ряд
исследователей считает, что эти отложения представляют собой элювий корен¬
ных пород [Никитин, 1926; Герасимов; 1930; Лобова, 1960].
Проведенное нами изучение минерального состава покровных отложений
позволяет внести существенные коррективы в эти представления. Среди частиц
крупнее 0,2 мм действительно доминируют обломки местных пород, главным
образом, известняков. Среди тонкопесчано-алевритовых частиц, составляющих
основную массу отложений, резко преобладают минералы, отсутствующие в ко¬
ренных породах Устюрта (кварц, полевые шпаты, а среди минералов тяжелой
фракции - ильменит, эпидот, гранат, турмалин, циркон, рутил).
Резкое изменение соотношения обломков местных пород и дальне-приносных
компонентов в различных гранулометрических фракциях становится особенно
заметно, если при расчетах минерального состава исключить новообразованные
минералы, поскольку они не принимали участия в осадконакоплении. Поэтому
в таблице 9 наряду с фактическими данными приведены величины содержания
компонентов после исключения новообразованного гипса, а в таблице 10 - после
исключения новообразованного целестина.
Состав тонкодисперсных минералов четвертичных отложений Устюрта весь¬
ма близок аналогичным минералам других районов пустынной зоны. Диффе¬
ренциальные кривые нагревания (рис. 6), данные рентгеноструктурного анали¬
за (табл. 11) и кристаллооптические константы позволяют предполагать, что во
48
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 9
Минеральный состав легкой фракции (удельный вес <2,85) песчано-алевритовой части
покровных отложений четвертичного возраста Центрального Устюрта, в вес. %
Образец
Компонент
59-142
59-151
59-158
59-
59-173
59-186
59-193
163а
Фракция 0,01-0,07 мм
Кварц
66
62
60
70
70
78
50
Обломки
известняков
Полевые
25
-
-
-
Ед. з.
4
-
шпаты и
слюдистые
агрегаты
6
. 38
40
35
30
18
50
Гипс
-
-
-
5
-
-
-
Фракция 0,07-0,17 мм
Кварц
30
14
(86) 70
(85) 77
(57) 20
(69)51
(74) 60
Обломки
известняков
Обломки
25
80
(12) 10
Ед. з.
(43) 15
(31)24
(24) 20
ослюдненных
пород и поле¬
вые шпаты
45
5
2
03)2
-
Ед. з.
2
Гипс
Обломки
—
1
14
9
65
35
18
сланцевых
глин
Фра
кция 0,1 7-
2
-0,25 мм
Кварц
8
Ед. з.
1
0,5
Ед. з.
Ед. з.
6
Обломки
известняков
30
Ед. з.
(97) 83
-
(100)23
(100)45
88
Гипс
Обломки
Ед. з.
—
14
0,5
77
55
4
сланцевых
глин
Светлая
62
99,5
2
99,0
слюда
Фра
кция 0,25-
-0,50 мм
Кварц
Ед. з.
Ед. з.
(6)5
Ед. з.
Ед. з.
Ед. з.
Ед. з.
Обломки
известняков
19
2
(93) 87
1
(100)34
(100)30
(100)95
Гипс
Обломки
Ед. з.
Ед. з.
7
Ед. з.
66
70
5
сланцевых
глин
81
98
1
99
—
—
—
Цифры в скобках обозначают содержание компонентов, пересчитанное на 100% после исключения
гипса.
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
49
Таблица 10
Минеральный состав тяжелой фракции (удельный вес >2,85) мелкообломочной части
покровных отложений четвертичного возраста Центрального Устюрта, в % от числа зерен
Компонент Образец —
Образец
59-142 I 59-151 I 59-158 I 59-163а I 59-173 I 59-186
59-193
Целестин
Ильменит
Лимонит
99
1
99
I
Фракция 0,25-0,50 мм
86
11
3
99
Фракция 0,17-0,25 мм
99
1
99
1
Целестин
84
99
97
99
99
99
Ильменит
15
- .
2
Ед. з.
Ед. з.
1
Лимонит
1
-
-
-
-
-
Рутил
-
1
Ед. з.
-
-
-
Гранат
-
-
Ед. з.
-
-
-
Слюда темная
-
-
-
-
-
-
Слюда светлая
-
-
-
-
-
-
Ярозит
-
-
-
-
-
-
Рудные
непрозрачные
(69) 54
Фра
(69) 66
кция 0,07-
(62) 59
-0,1 7 мм
(46)41
(52)24
(63)30
минералы
Целестин
21
5
5
11
55
52
Эпидот
(21) 17
(20) 18
(23)22
(35)31
(30) 13
(27) 13
Гранат
1
1
2
Ед. з.
Ед. з.
Ед. з.
Роговая
обманка
(3)2
(3)3
(4)4
(9)8
(6)3
(4)2
Циркон
3
3
2
2
2
Ед. з.
Турмалин
1
-
Ед. з.
Ед. з.
-
-
Ставролит
Ед. з.
Ед. з.
1
Ед. з.
-
-
Дистен
1
Ед. з.
2
2
1
-
Рутил
Ед. з.
-
Ед. з.
1
Ед. з.
1
Сфен
Ед. з.
Ед. з.
1
-
2
1
Лейкоксен
Ед. з.
4
2
2
Ед. з.
1
Апатит
Ед. з.
-
-
-
-
-
Темная слюда
-
Ед. з.
-
-
-
-
Рудные
непрозрачные
67
Фра
70
кция 0,01-
60
-0,07 мм
(56)54
(57) 40
(63) 32
минералы
Целестин
1
Ед. з.
6
30
49
Эпидот
25
20
23
(24) 23
(21)15
(14)8
Гранат
2
5
4
5
5
4
Роговая
обманка
3
1
3
(51)5
(3)2
(4)2
Циркон
2
Ед. з.
5
3
3
2
Турмалин
Ед. з.
Ед. з.
-
-
-
-
Ставролит
-
-
Ед. з.
-
-
-
Дистен
-
-
-
-
1
Ед. з.
Рутил
Ед. з.
1
1
Ед. з.
Ед. з.
1
Сфен
Ед. з.
-
-
-
-
Ед. з.
Лейкоксен
Ед. з.
3
4
4
4
Ед. з.
Анатаз
-
Ед. з.
-
-
-
-
Барит
-
-
-
Ед. з.
-
-
10
90
16
7
42
22
32
1
32
2
42
1
13
1
2
2
1
4
Ед. з.
46
Ед. з.
33
5
4
6
1
1
Ед. з.
4
Цифры в скобках обозначают содержание компонентов, пересчитанное на 100% после исключения
целестина.
50
Гипергенез четвертичного периода
фракции менее микрона преобла¬
дают гидрослюды. Выведенные
на основании пересчета данных
химического анализа (табл. 12)
кристаллохимические формулы
близки к формулам дисперсных
силикатов из четвертичных отло¬
жений Прибалхашья.
В шлифах с ненарушенной
структурой, приготовленных из
образцов от коренных известня¬
ков до верхнего горизонта почвы,
ясно видно, что четвертичные
суглинки не являются элювием
известняков. Несмотря на самый
тщательный просмотр шлифов,
явлений преобразования извест¬
няков в суглинки обнаружить не
удалось.
Среди эпигенетических но¬
вообразований присутствуют
преимущественно те же, что и в ранее описанных районах. Особенностью Ус¬
тюрта является почти сплошное распространение мощного горизонта шестовато-
го гипса. В парагенезисе с шестоватым гипсом находится целестин.
Гипергенный целестин из горизонта шестоватого гипса отличается от целес¬
тина, широко распространенного в осадочных отложениях мезокайнозоя Средней
Азии. Цвет описываемого целестина светло-бурый, габитус кристаллов тонкоп¬
ризматический (по оси X), величина кристаллов не превышает 4 мм.
Кристаллы образованы преимущественно гранями формы {011}. Форма {001}
встречается редко в виде узких гладких граней. Головка кристаллов образована
закругленными неровными гранями (hkl). Очень редко отмечаются матовые гра¬
ни формы {100}. Кристаллы иногда срастаются гранями {011} и {011}, образуя
пластинчатые агрегаты. Встречаются радиально-лучистые агрегаты и микрокон¬
креции диаметром 0,2 мм. Их центральная часть сложена мутной аморфной мас¬
сой, а периферия - криптокристаллическим целестином.
Показатели светопреломления, определенные иммерсионным методом, рав¬
ны: Ng-1,630 (±0,003); Np'=l,621 (±0,003); Ng'-Np-0,009. В хорошо образован¬
ных кристаллах заметна дисперсия показателей преломления порядка 0,006.
Под микроскопом видно, что кристаллы целестина часто содержат много дис¬
персных частиц четвертичных отложений.
Примесью этих частиц определяется интенсивность бурого оттенка целести¬
на. Кристаллы, лишенные примеси дисперсных частиц, бесцветны.
Рис. 6. Кривые нагревания фракции менее 0,001 мм
покровных отложений Устюрта
Таблица 11
Значения межплоскостных расстояний тонкодисперсных минералов покровных четвертичных отложений Устюрта
Образец 193
Образец 151
Образец 158
Образец 142
Образец 186
Образец 136
Образец 173
d
/
d
/
d
/
d
/
d
/
d
/
d
/
ю,з
8
Ю,1
9
10,3
9
10,5
10
10,5
10
10,7
9
10,5
10
6,95
3
6,95
3
6,95
4
6,95
1
6,95
2
6,95
3
-
-
4,94
2
4,85
4
4,85
3
4,89
3
4,85
1
4,85
2
4,85
2
4,47
9
4,47
10
4,40
10
4,47
10
4,43
9
4,47
10
4,47
10
4,27
1
-
-
4,14
1
-
-
4,11
1
4,17
1
—
—
3,66
2
-
-
-
-
-
—
—
—
_
_
_
_
3,51
3
3,51
1
3,51
2
3,51
1
3,51
2
-
—
—
_
3,32
10
3,31
8
3,31
5
3,33
6
3,31
6
3,33
7
3,31
5
3,18
2
3,18
1
3,16
2
3,18
3
3,15
2
-
-
-
—
2,97
1
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
2,94
2
2,83
3
2,83
2
2,83
3
2,83
4
2,83
2
2,83
1
2,70
3
2,58
8
2,58
9
2,57
9
2,57
9
2,58
10
2,57
8
2,58
8
2,45
2
2,45
2
-
-
-
-
-
-
2,47
1
-
—
2,39
2
2,38
2
2,37
2ш
2,38
1 ш
2,38
1
—
—
2,38
1
2,26
1
2,21
2
-
-
2,21
1ш
-
-
-
—
—
—
2,13
1
2,13
2
2,14
2ш
2,12
2ш
2,13
2
2,13
1
-
-
2,00
3
1,995
2
1,995
Зш
1,982
2ш
1,988
2
1,995
2
—
—
1,825
1
1,825
1
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
1,729
1,661
1
2
1,686
2ш
1,645
4ш
1,686
Зш
-
-
-
-
1,645
1
1,540
2
-
-
-
-
-
—
—
_
—
_
_
_
1,501
5
1,498
5
1,498
6
1,492
6
1,498
3
1,501
4
1,495
6
1,375
1
-
-
-
-
-
—
—
-
-
—
—
_
1,301
2
1,295
2
1,299
3
1,295
5
—
-
—
—
—
_
-
-
1,244
2
1,244
2
-
-
-
-
-
-
-
-
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
Результаты химического анализа фракции менее 0,001 мм покровных четвертичных отложений Устюрта
52
Гипергенез четвертичного периода
Молекулярные отношения
О. го
КО 04
о -
4,21
0,04
1,00
0,27
0,03
0,82
0,24
0,01
2,64
D. со
ко г-
о -
5,31
0,04
1,00
0,31
0,03
1,20
0,23
4,00
р. оо
ко
о -
4,46
0,04
1,00
0,30
0,03
0,87
0,18
3,34
О. <N
ко чГ
о -
4,09
0,04
1,00
0,26
0,02
0,55
. 0,16
3,00
Молекулярные количества
Q. ГО
КО <*
о ~
0,829
0,008
0,197
0,054
0,007
0,161
0,048
0,002
0,520
О. СО
ко Г"
о -
0,861
0,007
0,162
0,050
0,005
0,195
0,038
0,0002
0,645
о. оо
ко *П
о -
0,831
0,008
0,186
0,057
0,007
0,162
0,035
0,0007
0,622
Обр.
142
0,842
0,008
, 0,206
0,054
0,004
0,113
0,034
0,618
Содержание, вес. % |
Си СО
ко ON
о -
47,22
0,63
, 19,10
8,22
0,39
6,10
4,31
0,15
8,90
4,30
99,32
О. со
ю Г"
о -
«я ^ 2 2 £ - S S 5 * я
К £ о г>' © 2 'О "
О. оо
vo ^
о -
45,50 1
0,55 1
1 17’35
8,22
0,36
5,88
3,02
0,04
10,26
8,00
99,18
О»
о
©-SgsSSi2: Я
5 § 2 ® ^ ы £ 2 00 *
Компонент
а
X
о
0>
sr
S
с
8
• о я
м ~ о О О о» О 3* в §" & 5
Для других районов Арало-
Каспийских пустынь плиоценовые
новообразования малохарактерны,
однако формы новейших эпигене¬
тических новообразований весьма
разнообразны. Здесь встречаются
крупные скопления галита, выцве¬
ты и налеты эпсомита и тенардита,
рыхлые стяжения и корочки кар¬
бонатов, дисперсные выделения,
мелкие конкреции и крупные конк¬
реционные образования гипса типа
репетекского.
Закономерности микроэлемен-
тного состава четвертичных от¬
ложений всех районов пустынной
зоны обусловлены процессами
гипергенеза. Как и в отложениях
Прибалхашья, повсюду можно кон¬
статировать закономерное перерас¬
пределение рассеянных элементов
в процессе формирования четвер¬
тичных отложений (табл. 13).
Ряд элементов относительно
концентрируется в тонкодисперс¬
ной части четвертичных отложе¬
ний (медь, ванадий, никель и др.).
Отдельные рассеянные элементы
концентрируются в песчано-алев¬
ритовой части отложений (цирко¬
ний, гафний и др.).
Рассеянные химические эле¬
менты в неодинаковой мере облада¬
ют геохимической подвижностью
в современных гипергенных про¬
цессах (рис. 7). Различным типам
новооб разо ван и й соответству ют
определенные уровни содержания
рассеянных элементов.
Так, например, в нижнечет¬
вертичном шестоватом гипсе со¬
держится почти в два раза больше
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
53
Таблица 13
Распределение некоторых рассеянных элементов в составных частях четвертичных
отложений центральной части Устюрта в 1*10_3% (по данным 50 анализов)
Элемент
Чувствительность
определения
Среднее содержание (из 10 образцов)
В сухом
остатке
водной
вытяжки
в общей массе
четвертичных
отложений
во фракции
5-7 мм
0,01-
0,17 мм
0,001
мм
Ti
1
84
29
92
157
6,1
Мп
1
36
17
77
73
2,1
V
1
10
1
8
10
2,9
Си
1
2,3
5
9
10
2,9
Zr
1
12,9
-
13
8,5
1
Ga
1
1,6
1
8,8
9,3
1
Y
1
4Ф
-
4,Г
4,0*
-
Yb
1
1,7Ф
0,5*
0,9*
0,8
-
Sr
10
379
340
336
100>
421
Ni
1
0,8
1*
2,7*
3,3
0,8*
Co
1
0,5*
1*
1*
1*
0,5*
Mo
1
0,5*
-
1*
1*
1 ,т
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меньшем
достоверной чувствительности определения
Ва
50
25*
30
24
8*
-
Zn
10
-
-
9*
9,2*
-
Pb
10
5*
6*
9,3
7,5*
-
Сг
10
4,5*
-
-
7*
-
Sc
5
5*
-
-
5*
-
Be
1
0,5*
-
0,5*
0,5*
-
Sn
1
0,5*
-
0,5*
0,8*
0,5*
Рис. 7. Кривые отношения водоподвижных форм рассеяния химических элементов к их
валовому содержанию в генетических горизонтах серо-бурых почв Устюрта
1 - поверхностная корка; 2 - гумусовый горизонт; 3 - надгипсовый горизонт; 4 - гипсовый
горизонт
54
Гипергенез четвертичного периода
стронция, чем в гипсовых новообразованиях более молодого возраста. Обращает
на себя внимание повышенное содержание некоторых рассеянных химических
элементов в карбонатных (особенно в плиоценовых) новообразованиях.
Неодинаковая концентрация рассеянных химических элементов в основных
компонентах четвертичных отложений определяет различное содержание этих
элементов в распространенных типах отложений (табл. 14).
Таблица 14
Рассеянные химические элементы в четвертичных отложениях низменной равнины
Западного Закаспия в НО-3 % (по данным 31 анализа)
Элемент
Чувствительность
определения
Покровные
супеси
(20 образцов)
Суглинки
депрессий
(6 образцов)
Алевритовые пески
огипсованные
(5 образцов)
Ti
1
112
70
40
Мп
1
52
45
17
V
1
8,6
25
3
Си
1
3,9
2,0
2,5
Ni
1
1,2
1,5
0,6
Со
1
0 ,Г
0,7
0,5Ф
Zr
1
8,0
5,5
4,1
Ga
1
2,9
2,0
1,9
Y
10
4
5Ф
4Ф
Yb
1
1,5
0,6Ф
1
Sr
100
180
175
480
Элементы, обнаруженные в количестве, меньшем
достоверной чувствительности определения
Ва
50
36
20
38
Zn
10
4Ф
5Ф
4Ф
Pb
10
7,6
7,5Ф
6
Сг
10
4*
5Ф
4Ф
Мо
1
0,5Ф
0,5Ф
-
Sc
5
0,5Ф
0,5Ф
-
Be
1
0,5Ф
0,5Ф
-
Sn
1
0,5Ф
0,5Ф
-
Гидрогениый гипергенез аридной зоны
и проблема пустынных кор
Изложенный выше материал свидетельствует о региональном распростране¬
нии в пустынной зоне реликтов мощного гидрогенного гипергенеза в плиоцене.
Б.А. Федорович [1934] высказал предположение, что карбонатные новообразова¬
ния заунгузской свиты являются продуктом древнего почвообразования в услови¬
ях более влажного климата, чем современный. А.И. Перельманом [1949, 19596]
Глава I. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
55
на основании детальных исследований было установлено широкое развитие про¬
цессов гидрогенного гипергенеза на территории Кызылкумов и Каракумов.
Помимо пустынь Средней Азии, в СССР реликты древнего гидроморфного
гипергенеза обнаружены в засушливых районах Закавказья. В Кировабадском
районе Н.Г. Минашиной [1956] описан шестоваггый гипс, аналогичный средне¬
азиатскому. Так же как и в Средней Азии, шестоватый гипс в Кировабадском
районе приурочен к поверхности останцов, сложенных нижнечетвертичными
конгломератами.
Консервирующая роль пустынного ландшафта позволяет предполагать, что и
в других (зарубежных) пустынных районах могут сохраниться проявления древ¬
него гипергенеза, подобно тому, как это имеет место в пустынях Средней Азии.
В связи со сказанным большой интерес представляют так называемые пус¬
тынные коры. Пустынные коры являются одной из примечательных особеннос¬
тей аридных субтропиков. Явление это настолько обращает на себя внимание,
что редкое географическое описание пустынных районов не содержит о нем упо¬
минания. Работами последних лет установлено, что пустынные коры встречают¬
ся не только в типичных пустынях, но и во многих аридных ландшафтах типа
полупустынь и засушливых степей.
Карбонатные и гипсовые коры весьма широко распространены в Северной
Африке и на Ближнем Востоке - Иране, Сирии, Палестине и в государствах Ара¬
вийского полуострова. Именно в этих районах в середине прошлого века было
начато изучение пустынных кор. Гипсовая кора была описана И. Пиккардом [Pic¬
card, 1865], а карбонатная - О. Фраасом [Fraas, 1867], который ввел в литературу
термин “известковая кора” (“Kalkkruste”).
К. Бутцер [Butzer, 1959] установил массивные карбонатные горизонты на га¬
лечниках террас Нила, а А.В. Сидоренко [1959] - карбонатные коры на песках
Ливийской пустыни, где они неоднократно описывались как кремневые.
В Алжире пустынные коры были изучены Ж. Дюраном [Durand, 1957]. Этот
автор считает, что для Северной Африки характерна карбонатная кора мощностью
10-15 см, содержащая 75-80% карбоната кальция. Образование кор не зависит от
состава подстилающих пород, а определяется общеландшафтными условиями.
Исследования Ж. Дюрана привели его к выводу, что бактериальная деятельность
не играла существенной роли в образовании кор. И.П. Герасимовым [1954] и
М. Груе [Gruet, 1955] отмечена гипсовая и капьцитовая кора на поверхности тре¬
тичных и меловых останцовых плато Сахары.
В Тунисе карбонатные и гипсовые коры описаны многими исследователями.
Р. Кок [Coque, 1954-1955] отмечает, что гипсовая кора широко распространена
на выровненной поверхности предгорий Южного Туниса. Мощность коры от
нескольких дециметров до 1 м и более. Содержание гипса составляет 70-85%,
остальное приходится на карбонаты (3-6%) и примесь обломочного материала.
Кора имеет плотное строение в верхней части, а книзу становится более рыхлой.
Имеются указания на присутствие среди гипсовых кор Туниса образований, мор-
56
Гипергенез четвертичного периода
фологически напоминающих среднеазиатский шестоватый гипс. Так, например,
П. Бюро и Р. Редерер [Bureau, Roederer, 1961] дают следующую схему строения
гипсовой коры в районе залива Габес: верхняя часть гипсовых скоплений пред¬
ставляет собой плотную корку, которая постепенно переходит в мучнистый гипс,
по направлению книзу сменяющийся игольчатым гипсом. /
В последнее время коры установлены в аридных районах Европы. Б. Рутте
[Rutte, 1958] и К. Вихе [Wiche, 1959] описали карбонатную и гипсовую коры в
Испании, а Е. Рутте [Rutte, 1960] - в Греции. На юге Франции обнаружены изве¬
стковые коры мощностью 20 см, погребенные под более молодыми покровными
суглинками [Fedoroff, 1961]. В провинции Мурсия (Испания) мощность карбо¬
натной коры, расположенной на поверхности плиоценовых плато, достигает 1 м.
К. Крейчи-Граф [Krejci-Graff, 1960] обнаружил карбонатные и местами гипсовые
коры на Канарских островах, Мадейре и островах Зеленого Мыса.
Карбонатные коры имеют широкое распространение в аридных районах Се¬
верной Америки. К. Браун [Brown, 1956] указывает, что карбонатные коры в юго-
восточной части Техаса образуют один или несколько горизонтов, мощность ко¬
торых составляет 1,5 м. Материал коры состоит из мелкокристаллического каль¬
цита и мелких обломочных минералов. Строение коры совершенно такое же, как
в Восточном полушарии - верхняя часть горизонта плотная, книзу сменяющаяся
рыхлой. На основании условий залегания коры К. Браун делает вывод об ее обра¬
зовании на границе плиоцена и нижнечетвертичного времени. Карбонатные коры
обозначаются в США топонимами тепетаге и каличе. Последнее название рас¬
пространено в Мексике.
Мексиканские каличе были детально исследованы А.В. Сидоренко [19586].
Каличе Мексики представляет собой мелкокристаллическую новообразованную
кальцитовую массу, цементирующую пролювиально-аллювиальные галечники.
Галечники слагают платообразную поверхность, расчлененную молодыми до¬
линами. Четвертичные отложения, выполняющие долины, и покровные супе¬
си крупных карбонатных стяжений не имеют. Мощность каличе достигает 3 м.
Строение коры аналогично описанной выше.
Можно предполагать, что пластообразные скопления гипса в четвертичных
отложениях пустынных районов Индии также представляют собой гипсовые
коры. Во всяком случае изучение пустынных гипсов Раджастана позволило кон¬
статировать отсутствие морских организмов и ряд признаков континентального
их образования [Sastri, 1962].
Столь подробное перечисление районов распространения карбонатных и
гипсовых кор приведено, чтобы показать однотипность этих образований в раз¬
личных районах. В итоге мы можем констатировать закономерное, зональное
распространение карбонатных и гипсовых кор в полосе аридных субтропиков и
тропиков Северного полушария.
Следует заметить, что начинают появляться сообщения, свидетельствующие,
что и в аридной зоне Южного полушария коровые образования также имеют мес¬
Глава /. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях пустынной зоны
57
то. Так, например, X. Путцер [Putzer, 1959] описал массивную карбонатную кору
в провинции Мато-Гроссу (Северный Парагвай). Широкое площадное распро¬
странение этой коры позволило выделить ее в качестве особой геологической
формации Харарье.
Каков же генезис этих образований? Все исследователи единодушно сходятся
на мнении, что пустынные коры представляют собой континентальные образова¬
ния. Их гипергенная природа не вызывает сомнения. Что касается ландшафтной
обстановки формирования кор, то преобладающая часть исследователей считает
их продуктом условий, отличных от современных. Гипотеза генезиса пустынных
кор в результате современного почвообразования, предложенная известным гео¬
графом М. Бланкенхорном [Blanckenhom, 1901], в свое время получила широкое
распространение, но в настоящее время популярностью не пользуется.
Й.П. Герасимов [1937], изучая пустыни Средней Азии, сформулировал по¬
ложение о плювиальных и ксеротермических эпохах континентальной истории
этой территории. В настоящее время идея закономерной смены плювиальных и
межплювиальных эпох в зоне аридных субтропиков разделяется многими зару¬
бежными исследователями. При этом часть их считает, что явления обводнения
субтропических пустынь связаны с таянием местных и материковых ледников
[Tricart, 1956]. Другие авторы предполагают, что явления обводнения были обус¬
ловлены общеклиматическими изменениями [Butzer, 1957, 1958].
Для выяснения соотношения новообразований плиоценового гидрогенного
гипергенеза в пустынях Средней Азии с пустынными корами близлежащих тер¬
риторий нами было произведено минералого-геохимическое изучение образцов
пустынных кор Ближнего Востока. В результате установлено, что химический
и микроэлементный состав, микротекстурные особенности, условия залегания
пустынных кор Ближнего Востока и новообразований плиоценового гипергенеза
в пустынях Средней Азии очень близки. Это дает основание считать те и дру¬
гие генетически однотипными гипергенными образованиями, возникавшими в
своеобразных супераквальных ландшафтно-геохимических обстановках плюви¬
альных эпох. Явление нарастания молодых кор на относительно более старые
свидетельствует о прерывности плиоцен-нижнечетвертичного гидрогенного ги¬
пергенеза. Возможно, это обусловлено сменой плювиальных и межплювиальных
эпох.
Глава II
ПРОЯВЛЕНИЯ ГИПЕРГЕНЕЗА
В ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ
СТЕПНОЙ ЗОНЫ
Проявления гипергенеза различных районов степной зоны имеют много об¬
щего. В качестве примера приводятся результаты исследований, проведенных в
степной части Казахстана на площади Ишим-Иртышского междуречья.
Район включает северную часть Казахского мелкосопочника, примыкающие
к ней аллювиальную равнину Павлодарского Прииртышья и южную часть За¬
падно-Сибирской низменности. В геоструктурном отношении район представля¬
ет собой сводообразно приподнятое нижнепалеозойское складчатое основание,
местами перекрытое каменноугольными отложениями, образующими мульды.
К западу, северу и востоку складчатый фундамент погружается под мощную
мезо-кайнозойскую толщу осадочных пород.
Начало изучению четвертичных отложений Северного Казахстана положено
Н.К. Высоцким [ 1894]. Отдельные сведения о четвертичных отложениях имеются
в таком большом количестве работ, что перечислить их здесь не представляется
возможным. Однако, как справедливо отмечено Н.Г. Кассиным [1936], четвертич¬
ные отложения Казахстана, несмотря на упоминания о них почти всех исследова¬
телей Казахстана, изучены, пожалуй, меньше, чем осадки остальных систем.
Недостаточный палеонтологический материал, слабо развитая долинно-реч¬
ная сеть и сложный останцовый рельеф создают большие сложности для обос¬
нования стратиграфического разделения четвертичных отложений Северного
Казахстана. Наиболее разработана стратиграфия аллювиальных отложений по
террасам.
Генетические типы четвертичных отложений Северного Казахстана разно¬
образны. Среди них Н.Г. Кассиным [1936] выделяются две основные группы:
1) междуречные суглинки, супеси и тесно с ними связанные делювиальные на¬
копления склонов возвышенностей; 2) аллювиальные и озерные накопления.
Аллювиальные и озерные отложения различного возраста занимают около трети
площади Северного Казахстана.
Большая часть территории Северного Казахстана (более 60%) покрыта пок¬
ровными и делювиальными суглинками склонов горно-островных возвышенно¬
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
59
стей. Именно с этими отложениями большей частью приходится иметь дело при
геологопоисковых, инженерно-геологических и почвенных исследованиях. Од¬
нако указанные отложения, распространенные на огромной территории, почти не
изучены Среди них выделяем, следующие генетические типы:
1. Покровные суглинки и супеси, залегающие на равнинных участках Казах¬
ского мелкосопочника и окаймляющих его остаточных цокольных равнинах. От¬
ложения этого типа весьма широко распространены на плоских водораздельных
участках.
2. Делювиальные суглинки склонов возвышенностей, как правило, значитель¬
но обогащенные крупнообломочным материалом коренных пород.
3. Делювиальные суглинки мелких степных западин, суходолов и межсопоч¬
ных ложбин.
Совершенно особый генезис имеет материал, выполняющий трещины и по¬
лости в коренных породах. Некоторыми исследователями эти образования рас¬
сматриваются как мерзлотные клинья. При изучении проявлений гипергенеза мы
не нашли подтверждений этому предположению.
Вещественный состав четвертичных отложений
Северного Казахстана
Минеральный и гранулометрический состав четвертичных отложений имеет
определенные особенности в зависимости от принадлежности к генетическим
типам и пространственного размещения.
Изученные образцы покровных суглинков характеризуются накоплением
тонкопесчаных и алевритовых частиц (0,01-0,17 мм) и частиц фракции менее
0,001 мм. В минеральном составе мелкообломочной части покровных суглин¬
ков основными компонентами являются кварц, полевые шпаты и обломки пород.
При этом содержание кварца в образцах покровных суглинков Северо-Казахской
возвышенности, как правило, не превышает 50% от веса фракции 0,07-0,17 мм,
в то время как содержание кварца в образцах покровных суглинков в смежных
районах водно-ледниковой равнины южной части Западно-Сибирской низмен¬
ности и древнеаллювиальной Прииртышской равнины составляет 70-80% и бо¬
лее. Содержание обломков пород в покровных суглинках, наоборот, уменьшает¬
ся от Северо-Казахской возвышенности к окружающим ее равнинам (рис. 8, 9).
В покровных суглинках Казахского мелкосопочника отмечена относительная
концентрация обыкновенной роговой обманки (10-20%) и понижение содержа¬
ния дистена и ставролита.
По направлению к северу и востоку в пределах цокольных равнин, окружа¬
ющих Казахский мелкосопочник, содержание роговой обманки уменьшается. В
покровных суглинках Прииртышской и южной части Западно-Сибирской акку-
60
Гипергенез четвертичного периода
Рис. 8. Сравнительный график минерального состава покровных суглинков Ишим-Иртышского
междуречья в тяжелой (а) и легкой (б) фракциях (широтный профиль)
1 - кварц; 2 - полевые шпаты; 3 - обломки различных пород; 4 - гранитные интрузии разного
возраста; 5 - докембрий; 6 - нижний палеозой
Рис. 9. Сравнительный график минерального состава покровных суглинков Ишим-Иртышского
междуречья в тяжелой (а) и легкой (б) фракциях (меридиональный профиль)
У — кварц; 2 — полевые шпаты; 3 — обломки различных пород; 4 — гранитные интрузии разного
возраста; 5 - докембрий; 6 - нижний палеозой
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
61
мулятивных равнин содержание роговой обманки падает ниже 1%, а содержа¬
ние дистена и ставролита увеличивается до 10-15%. Несколько уменьшается со¬
держание эпидота и магнетита в покровных суглинках аккумулятивных равнин.
Окатанность песчано-алевритовых зерен постепенно увеличивается от Казах¬
ского мелкосопочника к окружающим его равнинам. Фракции менее микрона в
покровных суглинках Северо-Казахской возвышенности содержится несколько
больше (около 30%), чем в отложениях этого типа на площади соседних аккуму¬
лятивных равнин.
Аллювиальные отложения крупных рек (Ишима и Иртыша) отличаются луч¬
шей отсортированностью и концентрацией алевритовых и мелкопесчаных частиц
по сравнению с аллювием правых притоков Ишима и рек внутреннего бассейна,
содержащих значительное количество грубого материала. Минеральный состав
фракции 0,07-0,17 мм аллювия рек внутреннего бассейна и краевых притоков
Ишима характеризуется пониженным содержанием кварца (10-50%) за счет уве¬
личения содержания полевых шпатов и обломков пород, в отличие от аллювия
Иртыша, где содержание кварца обычно более 70%. Роговая обманка накаплива¬
ется в аллювии мелких рек Северо-Казахской возвышенности (20-40% от числа
зерен тяжелой фракции) и резко уменьшается в аллювии Иртыша и Ишима.
Содержание эпидота в образцах аллювиальных отложений бассейна Ишима
больше (около 15% от числа зерен тяжелой фракции), чем в аллювии Иртыша
(около 5%). Содержание дистена, ставролита и ильменита, наоборот, больше в
аллювиальных отложениях Иртыша.
Суглинки склонов отчетливее всех других генетических типов четвертичных
отложений обнаруживают тесную связь с местными коренными породами. Вли¬
яние материала коренных пород проявляется в обогащении грубым обломочным
материалом и минералами местных коренных пород песчано-алевритовой фрак¬
ции (до 80-90% от числа зерен тяжелой фракции).
Делювиальные суглинки западин представляют собой результат дальнейшей
механической дифференциации в процессе переотложения материала покровных
суглинков и суглинков склонов. Минеральный состав делювиальных суглинков
западин по сравнению с другими генетическими типами наиболее близок к со¬
ставу покровных суглинков, что, по-видимому, дает некоторые представления о
генезисе последних.
Состав материала выполнений трещин и полостей (так называемые «мерзлот¬
ные клинья») отличается от состава всех изученных генетических типов четвер¬
тичных отложений. Гранулометрический состав этих оригинальных отложений
характеризуется или несортированностью, или накоплением песчаных частиц.
Минеральный состав включает в себя компоненты местных коренных пород, но
в основном - дальнеприносный материал, аналогичный компонентам древнеал¬
лювиальных отложений.
Фиксируя внимание на отличиях минерального состава обломочной части
различных типов четвертичных отложений, нельзя не видеть общих моментов,
62
Гипергенез четвертичного периода
свойственных всем генетическим типам четвертичных отложений и объединяю¬
щих их в одну группу.
Характерной чертой минерального состава обломочной части четвертичных
отложений является значительное присутствие силикатного материала (минера¬
лов и обломков пород). В ряде случаев полевые шпаты, различного рода агрега¬
ты и обломки пород превышают содержание кварца. В составе тяжелой фракции
постоянно присутствуют роговая обманка и эпидот, что свидетельствует о значи¬
тельном содержании обломочных силикатов в четвертичных отложениях. Осо¬
бенно много этих минералов в четвертичных отложениях, формирование кото¬
рых происходит буквально на наших глазах - в делювиальных суглинках склонов
останцовых выступов. Обогащенность силикатами в целом роговой обманкой и
эпидотом в тяжелой фракции отражает важные особенности гипергенеза четвер¬
тичного периода.
Обломочная часть четвертичных отложений более обогащена кварцем по
сравнению с составом наиболее распространенных коренных пород и содержит
значительно меньшее количество цветных компонентов (пироксенов, амфиболов,
слюд и др.). Это свидетельствует об определенной гипергенной дифференциации
породообразующих минералов при переходе их из коренных пород в состав об¬
ломочной части четвертичных отложений.
В связи с этим интересно сравнить минеральный состав четвертичных и до-
четвертичных континентальных отложений северной части Казахской платфор¬
мы. Как установлено В.Н. Разумовой [1961], обломочная часть третичных конти¬
нентальных отложений северной части Казахстана имеет олигомиктовый, суще¬
ственно кварцевый состав. Подобная бедность минерального состава, по мнению
В.Н. Разумовой, объясняется тем, что эти отложения формировались не за счет
размыва корённых пород, а в результате переотложения материала их коры вы¬
ветривания. При формировании древней юры выветривания большая часть си¬
ликатов палеозойских пород была полностью разрушена. Поэтому в третичных
континентальных осадках имеет место резкая концентрация кварца.
Как следует из наших данных, силикаты в составе четвертичных отложений
распространены почти в таком же количестве, как и кварц. Этот факт является
отражением того, что условия гипергенного преобразования коренных пород в
четвертичном периоде принципиально отличались от условий предшествующего
времени. Интересно, что такой характерный для четвертичных отложений акцес¬
сорный минерал, как эпидот, полностью отсутствует в континентальных отложе¬
ниях Центрального Казахстана в палеогене, но появляется в неогене [Разумова,
1961].
Сравнивая состав тяжелой фракции четвертичных и неогеновых отложений,
нельзя не отметить общие черты, отличающие эти отложения от более древних
континентальных отложений Казахстана. Общими чертами являются резкое
уменьшение содержания лейкоксена и вероятных продуктов его перекристалли¬
зации - анатаза и брукита, а также наличие значительной примеси эпидота. Вмес-
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
63
те с тем обломочная часть четвертичных отложений содержит роговую обманку,
а также примесь таких неустойчивых минералов, как пироксен и биотит, которых
лишены неогеновые отложения.
Видимо, начиная с неогена, постепенно нарастают условия, неблагоприят¬
ные для гипергенного разрушения распространенных силикатов изверженных
и осадочно-метаморфических пород. В результате этого от неогена до верхне¬
четвертичного времени происходит прогрессирующее увеличение содержания
обломочных силикатов в континентальных отложениях. По-видимому, именно
поэтому наименьшее содержание роговой обманки и эпидота в тяжелой фракции
мы обнаружили в древнечетвертичных песках.
В отличие от обломочной части тонкодисперсная часть четвертичных отложе¬
ний однотипна во всех генетических типах четвертичных отложений. Величина
светопреломления частиц этой фракции в различных образцах обнаруживает ко¬
лебания, однако какой-либо закономерности, связанной с тем или иным генети¬
ческим типом четвертичных отложений, обнаружить не удалось. На основании
40 определений устанавливаются следующие пределы колебаний светопреломле¬
ния тонкодисперсных частиц: Nm=l,556-1,579; Np'=l,540-1,550; Nm-Np-0,016-
0,023.
Данные рентгенострукгурного анализа, опубликованные в нашей статье [Доб¬
ровольский, 19616], также свидетельствуют о близком составе тонкодисперсных
частиц из различных генетических типов четвертичных отложений. По мнению
выполнявшей анализ Г.А. Сидоренко, фракция менее микрона преимущественно
представлена дисперсными минералами группы гидрослюд и монтмориллонита.
Различные образцы обладают неодинаковой четкостью линий и интенсивно¬
стью фона дебаеграммы. Это указывает на то, что соотношение гидрослюдистого
и монтмориллонитового компонентов не стабильны. При этом закономерности в
изменении этого соотношения по различным генетическим типам четвертичных
отложений не обнаружено. Так, например, в покровных суглинках обнаружено
как высокое содержание монтмориллонита по отношению к гидрослюдистому
компоненту (образцы 62,132,233), так и небольшое (образцы 127,223) и совсем
незначительное (образцы 222,228,232).
В некоторых образцах обнаружена примесь минералов группы каолинита-
галлуазита и еще более незначительная примесь высокодисперсного кварца.
Кривые нагревания фракции менее микрона различных образцов однотипны
(рис. 10). Во всех образцах отмечаются хорошо выраженью эндотермические эф¬
фекты при 143-153 и 567-580° и слабо выраженные при 867-880°. Экзотермиче¬
ские эффекты слабо выражены при 900-910°. Иногда отмечаются более высокие
температуры - 924° (образец 35) и 948° (образец 117).
Помимо упомянутых термических эффектов, в некоторых образцах обнару¬
живаются плохо выраженные эффекты: экзотермический с минимумом 370-388°,
соответствующий реакции гидрогетита, и экзотермический с максимумом 245-
289°, обусловленный незначительной примесью органического вещества. Кри-
64
Гипергенез четвертичного периода
1
Рис. 10. Кривые нагревания фракции менее 0,001 мм четвертичных отложений Северного
Казахстана
/ - покровные суглинки; II - делювиальные суглинки выступов палеозойского фундамента,
///-делювиальные суглинки западин; IV- материал выполнений “мерзлотных трещин”; V— аллю¬
виальные отложения (цифры справа от кривых - номера образцов)
вые нагревания указывают на преобладание в тонкодисперсной части четвертич¬
ных отложений минералов группы гидрослюд и монтмориллонита.
Вопрос о соотношении монтмориллонита и гидрослюд во фракции менее
микрона в известной мере решается результатами химического анализа. Монтмо¬
риллонит лишен щелочей, гидрослюды содержат их в количестве 5-6%. Резуль¬
таты химических анализов фракции менее микрона показывают, что содержание
щелочей в этой фракции составляет 2-3% (в пересчете на 100% после исключе¬
ния гигроскопической воды). Таким образом, данные химического анализа под¬
тверждают предположение о том, что фракция менее микрона четвертичных от¬
ложений представлена минералами группы гидрослюд и монтмориллонита.
Глава И. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
65
Степень гипергенного изменения гидрослюд определяется степенью их
гидратированности. Согласно данным В.С. Соболева [1949], гидратация слюд
происходит в результате замещения щелочей и кальция группой гидроксония.
Некоторые исследователи [Гинзбург, Рукавишникова, 1951] считают, что в про¬
цессе стадийного выветривания при замещении 50-60% щелочей гидрксонием
в гидрослюдах начинается образование монтмориллонитовой кристаллической
решетки. Приняв это предположение и учитывая резкое преобладание минералов
группы гидрослюд и монтмориллонита в тонкодисперсной части четвертичных
отложений, можно по данным химического анализа рассчитать условные крис¬
таллохимические формулы тонкодисперсного вещества. В результате проведен¬
ных расчетов получены следующие формулы (адсорбционная вода в формулах
опущена):
Образец 51
[К0,27Са0,04(Н3О)0.69],.00-[М80.36Ре0.58А1,.0812.02- (ОН). 95 [Si3.,4AI0.860.o]
Образец 62
[K0.22Na0.06Ca0,03(H3O)0.69],.0
Образец 222
[^о.20^ао,об^ао,о| (^з^олгЬ,?
Образец 118
[Мё033Ре0.56А1..0з]|.9Г(ОН)203 CSi3.35A,0.650.o]
.00
[ К0.2,N ао.02СаО.О, СНз0)о.7з].
Образец 117
[^■0.20^а0.04^ао,01 (^3® 1о,72]о.97
Образец 76
[К0,24Са0,0|(Н3О)0.75] ,.00-tMgQ
Образец 115
[^о.гг^о.ог^з^олб! 1,00 [^ёо
Образец 35
[К0.18^а0,08^а0,0 |(^3^)о,7з11,00
Образец 130
[Ko.hNVo^^oW
[MSo.30FeO.S4AI ...J .96*(ОН)..99 [Si3^3А10.7401о1
[Mg0.34Pe0.52AI,.J..9,-(OH),,96-[Si3.38AI0.6,O,0l
[Mg0.26Pe0,50A,,..8ll.94-(OH)2.02-[Si3.3lAI0.69Ol0l
35Pe0.48Al..ll]|.94-(OH)2.05-[Si3.33A,0.67Ol0l
28Ре0,«3А^ ,07] 1,95'(ОН)| [Sij.j(Л10690,0]
[Mg0.l5Pe0.58A1,.07l,,80-(OH).,99-[Si3.33AI0.67O,0]
[Мёо.29Ре0.58А1. .07], .94-(ОН>| .95* [S 'з.39А10.6,0.01
Образец 128
[K0,22Na0.02Ca0.0.(H3O)0.75]l,00-[Mg0.26Pe0.56AI,.,6],.98-(OH)1,95-[Si3.26AI0.74Ol0l-
Для сравнения приведены кристаллохимические формулы иллита из Илли¬
нойса и уральской гидрослюды [Гинзбург, Рукавишникова, 1951].
Иллит
Гидрослюда
[K0.32Na0.18(Нз°)о.5б1. 05 CMg0..5Са0.04А1,..81. 99 СОН)2.52 [S'з.0А1. О0^*!*
Приведенные формулы условны, так как фракция менее микрона не мономи-
неральна, но произведенные расчеты показывают, что от 69 до 75% позиций ще¬
66
Гипергенез четвертичного периода
лочей в кристаллической структуре высокодисперсных силикатов четвертичных
отложений замещено группой гидроксония.
Важно подчеркнуть, что минеральный состав тонкодисперсной части четвер¬
тичных отложений Северного Казахстана отличается от дисперсных минералов
древней коры выветривания этого района. Согласно многочисленным данным
[Разумова, 1961; Лисицына, 1959; и др.], наиболее типичными дисперсными ми¬
нералами древней коры выветривания являются каолинит и минералы группы
галлуазита. По-видимому, условия гипергенеза четвертичного периода, обеспе¬
чившие повсеместное распространение минералов гидрослюдистого типа, не
благоприятствовали образованию каолинита и галлуазита.
Высокодисперсные минералы являются природным пигментом, определяю¬
щим специфический цвет четвертичных отложений. Эти минералы энергично
поглощают коротковолновую часть спектра, особенно в области синих и фиоле¬
товых лучей.
При спектрофотометрическом изучении 15. образцов фракции менее микро¬
на из различных генетических типов четвертичных отложений Северного Казах¬
стана была установлена их близкая цветовая характеристика. Ниже приведены
средние значения коэффициента отражения света в различных участках спектра
(предельные наибольшие и наименьшие значения приведены в скобках), в % пол¬
ного отражения света.
Четвертичные отложения подвергаются определенному гипергенному преоб¬
разованию. В результате наиболее подвижные компоненты переходят в поверх¬
ностные и грунтовые воды.
Химические анализы поверхностных вод показывают, что при гипергенезе
четвертичных отложений Северного Казахстана происходит энергичное перерас¬
пределение кальция, натрия и магния. Используя приемы вариационной статис¬
тики, мы обработали результаты 223 химических анализов речных вод бассейна
верхней части Ишима и рек бессточного бассейна Казахстана [Гидрологический
ежегодник, 1952, 1953, 1954]. Известно, что на протяжении года состав вод этих
рек сильно меняется. Концентрация растворимых веществ повышается в зимний
Длина волны, ммк
Коэффициент отражения, %
726
665
574
553
496
465
432
34 (28-43)
30 (25-40)
23(19-28)
16(11-20)
14(11-17)
13 (8-16)
10(6-17)
Эпигенетические проявления гипергенеза
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
67
период, когда особенно сказы¬
ваются узкоместные условия.
Это затрудняет сопоставление
состава рек различных районов.
Более интегрированный состав
имеют паводковые воды. Здесь
на первый план выступают зо¬
нальные особенности.
Так, например, содержание
кальция колеблется от 30 до
50 мг/л, а магния от 5 до 15 мг/л,
что наглядно представлено на
кривых вариации содержания
этих элементов в паводковых
водах (рис. 11). Распределение
щелочей (в основном, натрия)
не показывает какой-либо зако¬
номерности и составляет обыч¬
но от 20 до 80 мг/л. Содержание
кремния в паводковый период
существенно не отличается от
остального времени года; почти
половина (46%) проанализированных проб речных вод содержала кремний в ко¬
личестве 4-6 мг/л.
В период половодья выносится более 60% годового стока солей [Невская,
1956], поэтому состав паводковых вод в значительной мере определяет масштаб
миграции ряда химических элементов. Ориентировочные расчеты показывают,
что в бассейне верхнего течения Ишима за год с площади в 1 га выносится не¬
сколько десятков килограммов растворимых соединений, в том числе: кальция
около 4-5 кг, магния около 1 кг, натрия (в сумме с кальцием) около 4-6 кг и крем¬
ния около 0,25 кг. Об интенсивности перераспределения химических элементов
свидетельствует следующий факт: твердый сток в бассейне Ишима имеет ту же
величину, что и ионный сток [Лопатин, 1952].
Разумеется, далеко не вся масса химических элементов, вовлеченная в гипер¬
генную миграцию, удаляется в виде жидкого стока. Значительно большая часть
испытывает лишь большее или меньшее перемещение. Эти процессы фиксиру¬
ются в виде различных эпигенетических новообразований. Среди них наиболее
распространены карбонатные. Мельчайшие выделения дисперсного карбоната
величиной в несколько микрон насыщают толщу четвертичных отложений и про¬
чно связывают тонкодисперсную массу, обусловливая агрегированность частиц и
образование многочисленных пор разнообразной формы. Дисперсные карбонаты
особенно интенсивно накапливаются по стенкам корневых ходов.
70 -
Рис. 11. Вариации содержания некоторых химиче¬
ских элементов в поверхностных водах Казахского мел-
косопочника
68
Гипергенез четвертичного периода
Морфологически выраженные карбонатные новообразования,
часто связанные с почвенно-иллювиальными явлениями, представлены в основ¬
ном белоглазкой. Значительно реже встречаются плотные стяжения (журавчики),
имеющие неправильную округлую или слабо вытянутую форму величиной от
1 до 2 см в поперечнике. Особенностью строения журавчиков является наличие
небольших трещин синерезиса внутри стяжений.
В качестве примера положения карбонатных конкреций в разрезе четвертич¬
ных отложений приведем описание обнажения близ с. Привольного Кокчетавс-
кой области:
0-21 см. Гумусовый (А) горизонт почвы (южного чернозема), темно-серого цвета,
комковатой структуры.
21-45 см. Переходный горизонт (В) почвы серовато-бурого цвета, структура вверху
комковато-глыбистая, книзу постепенно сменяется короткопризматической.
45-204 см. Лёссовидный коричнево-бурый покровный суглинок, до глубины 150 см
хорошо выраженная призматическая структура. Суглинок обогащен карбонатны¬
ми новообразованиями: в верхней части заметен карбонатный псевдомицелий, на
глубине 116-135 см горизонт карбонатных конкреций (журавчиков).
204-230 см. Суглинок красновато-бурый (плиоцен), пористый, с гравелинками квар¬
ца, точечными железо-марганцевыми и крупными (до 10 см) карбонатными жел¬
ваками.
Новообразованный карбонат представлен криптокристаллическим кальци¬
том. Величина индивидов, слагающих карбонатные стяжения, как правило, не
превышает 0,01 мм, обычно же измеряется несколькими микронами. В шлифах
видна метаколлоидная текстура журавчиков. Это обстоятельство, а также нали¬
чие трещин синерезиса указывают на коллоидное состояние новообразованного
вещества в момент его образования. Карбонатные стяжения заметно отличаются
от аналогичных образований, содержащихся в красно-бурых глинах верхнего не¬
огена.
Неогеновые новообразования представляют собой значительно более крупные
(до 15 см в поперечнике) конкреции с хорошо раскристаллизованными индивида¬
ми - от 0,005 до 1,0 мм в поперечнике. По трещинам в карбонатных стяжениях из
неогеновых красно-бурых суглинков часто развиваются пленки новообразован¬
ного силиката, по-видимому, типа палыгорскита, описанного А.И. Перельманом
[1959] для Средней Азии.
Характерной особенностью стяжений новообразованных карбонатов явля¬
ется их метасоматическое развитие с замещением тонкодисперсной массы су¬
глинков. Микроскопическое изучение показывает, что кварц метасоматическими
процессами не затрагивается.
Результаты иммерсионных определений 35 образцов карбонатных новооб¬
разований показывают следующие колебания кристаллооптических констант:
Nm=l,658-1,662; Np-1,495-1,499; Nm-Np-0,159-0,166. Дисперсия показателей
Глава И. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
69
светопреломления составляет 0,005-0,016. Полученные данные свидетельствуют
о кальцитовом составе новообразований.
На щебенистых суглинках склонов в условиях засушливых и сухих степей
новообразованные карбонаты нарастают на нижние (по отношению к дневной
поверхности) плоскости щебня, образуя “карбонатные бородки”, для которых ха¬
рактерны округлые колломорфные наплывы; в шлифе хорошо видна колломорф-
ная микротекстура и криптокристаллическая микроструктура.
Результаты химических анализов основных разновидностей карбонатных но¬
вообразований приведены в таблице 15.
Интересно, что в массе карбонатных новообразований присутствуют некото¬
рые элементы, никогда не входящие в состав карбонатов. Эти элементы не входят
в состав механической примеси (так как последняя при 10%-ой солянокислой
вытяжке уходит в нерастворимый остаток), а, по-видимому, захвачены карбонат¬
ным гелем. Особенно велико содержание кремнезема, присутствующего в кар¬
бонатных стяжениях в количестве 4-5% и в карбонатных бородках в количестве
около 2% от массы новообразованного вещества.
Гипсовые новообразования наряду с карбонатными являются на¬
иболее распространенными гипергенными новообразованиями в четвертичных
отложениях Северного Казахстана.
В покровных суглинках и в суглинках надпойменных террас крупных рек гипс
образует друзочки мелких кристаллов, а также стяжения секреционно-конкреци-
онного строения. Форма стяжений гипса округлая, слабовытянутая или слабоуп-
ло-щенная. Величина кристаллов, образующих стяжения, колеблется от десятых
долей до 1-3 мм, а величина стяжений - от 1,5 до 2-4 см.
Изучение шлифов и иммерсионных препаратов показывает, что кристаллы
новообразованного гипса содержат весьма незначительное количество включе¬
ний. Уплотнение грунта вокруг растущих кристаллов гипса происходит не за
счет метасоматического замещения пород, а в результате кристаллизации из кон¬
центрированных водно-ионных растворов. Оптическая характеристика шести
образцов новообразований гипса следующая: Ng-1,529-1,531; Np-1,520-1,522;
Ng'-Np-0,08-0,010; дисперсия показателей светопреломления составляет 0,008-
0,010.
Гипсовые новообразования из четвертичных отложений четко отличаются от
новообразований гипса из более древних отложений, по-видимому, связанных с
верхнетретичным гипергенезом. Подобные новообразования гипса на террито¬
рии Северного Казахстана присутствуют в верхней части остаточной, или пере-
отложенной, коры выветривания в виде крупных (величиной от 2-3 мм до 1 см)
кристаллов. При микроскопическом изучении обнаруживается, что кристаллы
этого гипса содержат довольно многочисленные непрозрачные пелитовые вклю¬
чения.
В щебенчатых суглинках склонов происходит образование бородатых нарос¬
тов на нижней плоскости щебня. Бородки новообразованного гипса сложены
Таблица 15
Рациональный анализ различных типов карбонатных новообразований из четвертичных отложений Северного Казахстана, в вес. %
Компонент
Журавчики
из
покровного
суглинка (I)
Белоглазка из
покровного
суглинка (II)
Карбонатные
бородки на щебне
коренных пород
ап)
Карбонатное порошковатое
скопление (потек) в
дезинтегрированной верхней части
нижнепалеозойских коренных
пород (IV)
Пересчет на 100%
новообразованного вещества
I
II
III
IV
со2
21,62
31,02
39,80
10,04
3602
40,45
41,34
39,95
Н2О105.
1,82
2,47
1,15
2,91
-
-
-
-
на*.
0,65
-
1,58
1,71
1,08
-
1,64
6,81
FeO
-
-
-
-
-
-
-
-
10%-ая содовая вытяжка (I)
Si02
0,40
0,55
0,68
-
0,66
0,72
0,70
-
ai2o3
Не обн.
Не обн.
Не обн.
-
-
-
-
-
Fe2°3
Не обн.
Не обн.
Не обн.
-
-
-
-
-
10%-ая солянокислая вытяжка
Si02
0,51
1,09
0,71
-
0,84
1,42
0,73
-
Ti02
Сл.
Сл.
Сл.
-
-
-
-
-
A1203
1,44
0,80
0,21
-
2,39
1,04
0,22
-
Fe203
2,41
0,85
0,35
0,61
4,01
1,11
0,36
2,43
CaO
28,04
38,50
50,36
12,58
46,14
50,20
52,31
50,06
MgO
1,70
1,35
0,68
0,19
2,67
1,78
0,70
0,75
SrO
Сл.
Сл.
Сл.
-
-
-
-
-
Na.O+KjO
0,87
0,87
1,45
-
1,44
1,15
1,50
-
10%-ая содовая вытяжка (II)
Si02
2,50
1,66
0,48
-
4,15
2,15
0,50
-
Нераство¬
-
-
-
-
римый
38,40
22,53
3,35
71,10
остаток
Сумма
100,36
101,69
100,80
99,14
100,0
100,0
100,0
100,0
Сумма
“подвиж¬
3,41
3,30
1,87
-
5,65
4,29
1,93
-
ной” SiO,
о
Гипергенез четвертичного периода
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
71
удлиненными кристаллами гипса от призматического до удлиненно-призматиче¬
ского габитуса. Длина кристаллов бородчатого гипса достигает 5-6 мм, толщина
не превышает 1-2 мм.
В делювиальных суглинках западин гипсовые новообразования представле¬
ны либо рассеянными мелкими (не более 1-2 мм) кристаллами, либо рыхлыми
пятнами наподобие карбонатной белоглазки в ассоциации с эпсомитом, астра-
ханитом, галитом. Зерна новообразованного гипса из делювиальных суглинков
западин содержат очень большое количество непрозрачных пелитовых частиц.
Результаты химических анализов некоторых разновидностей гипсовых ново¬
образований приведены в таблице 16.
В гипсовых новообразованиях содержится значительно меньше примесей,
чем в карбонатных. Особенно это заметно по количеству «подвижного кремнезе¬
ма», содержащегося в количестве 0,4-0,8% от новообразованного вещества. При¬
сутствие магния, по-видимому, связано с изоморфной примесью этого элемента,
так как водорастворимые сульфаты (в основном, эпсомит) были предварительно
отмыты дистиллированной водой.
Сульфатн о-х лоридные водорастворимые новообра¬
зования. В междуречных (покровных) и аллювиальных суглинках надпоймен¬
ных террас в подзоне умеренно засушливых степей водорастворимые новообра¬
зования (в основном представленные галитом и эпсомитом) тесно ассоциируют
с новообразованным гипсом и образуют эвгедрапьные выделения по периферии
Таблица 16
Результаты химического анализа гипсовых новообразований, в вес. %
Компонент
Гипсовые
конкреции из
покровных
суглинков (I)
Гипсовая
бородка на
щебне коренных
пород (11)
Пересчет на 100%
новообразованного вещества
1
II
^2^-100*
5,44
5,50
-
-
^2^*1 «Iе
14,10
14,08
15,68
14,95
П.п.п.
0,90
0,92
1,00
0,97
10%-ая солянокислая вытяжка
Si02
0,15
0,11
0,17
0,11
тю2
Сл.
Сл.
Сл.
Сл.
А1203
0,19
Сл.
0,21
Сл.
Fe203
0,30
0,34
0,33
0,36
СаО
31,60
33,19
35,14
35,22
MgO
0,26
0,16
0,29
0,17
so3
42,25
44,68
46,97
47,53
10%-ая содовая вытяжка
Si02
0,19
0,66
0,21
0,69
Нерастворимый
5,50
0,43
остаток
Сумма
100,88
100,07
100,00
100,00
72
Гипергенез четвертичного периода
гипсовых стяжений. В суглинках склонов этой подзоны водорастворимые ново¬
образования возникают в незначительном количестве. Они образуются в делю¬
виальных суглинках западин, где водорастворимые новообразования накаплива¬
ются в гипсовом горизонте и несколько ниже, хорошо обнаруживаясь в шурфах
и канавах в виде выцветов по стенкам выработок. В составе этих выцветов пре¬
обладают хлориды (галит), в меньшем количестве присутствуют сульфаты (эпсо-
мит, астраханит).
Галит является наиболее распространенным водорастворимым минералом;
он образует большую часть водорастворимых новообразований в четвертичных
отложениях подзоны сухих степей.
По форме можно выделить белые порошковатые рыхлые скопления галита в
виде небольших гнезд (несколько миллиметров в поперечнике) в порах суглинков
и белые хрупкие налеты и пленки на поверхности почвы, по вертикальным тре¬
щинам и стенкам выработок. Выцветы сложены мелкими (сотые доли миллимет¬
ра) неправильной формы зернами или кубическими кристалликами. В воде мине¬
рал легко растворяется и при высыхании выкристаллизовывается в виде кубов.
Показатель преломления исследованных образцов устойчив и равен 1,544
(±0,003). Дисперсия преломления ясная, порядка 0,008.-0,013. В составе выцве¬
тов галит парагенетически ассоциирует с мелкозернистым (сотые доли милли¬
метра) гипсом, эпсомитом, минералом группы астраханита. С последним образу¬
ет округлые натёчные формы.
Галит является главнейшим минералом подсыхающих озер и временных во¬
доемов подзоны сухих степей. По берегам засоленных озер галит образует плен¬
ки и “льдинки” толщиной до 2-3 мм, которые накапливаются в прибрежной по¬
лосе в таком количестве, что издали напоминают сугробы снега.
Пластинки самосадочной соли сложены уплощенными кристаллами галита,
имеющими квадратные очертания и систему вицинапей по намечающимся гра¬
ням октаэдра - комбинация форм {111} и {100}. По периферии отдельных льди¬
нок часто образуются перистые “морозоподобные” узоры, образованные главным
образом октаэдрами, нарастающими на предыдущий кристалл на оси С или по
грани (111). В условиях, допускающих свободную кристаллизацию, образуются
кубические и реже - октаэдрические кристаллы, часто несколько вытянутые по
ребру [111]:[111]. Весьма характерны своеобразные ступенчатые воронкообраз¬
ные кристаллы, возникающие при кристаллизации в условиях быстрого испаре¬
ния. В полностью высыхающих мелких озерках галит ассоциирует с мелкозер¬
нистым (0,1-1,0 мм в поперечнике) гипсом и криптокристаллическим кальцитом
и доломитом.
Ниже приводятся данные химического анализа галита из пластинок самоса¬
дочной соли оз. Желаулы (табл. 17).
Как видно из данных анализа, самосадочный галит содержит незначительную
изоморфную примесь калия, а также магния и кальция, по-видимому, в сульфат¬
ной форме.
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
1Ъ
Результаты химического анализа галита
Таблица 17
Компонент
Содержание, вес. %
Компонент
Содержание, вес. %
CaO
0,34
К*
0,72
MgO
0,24
CI-
56,25
BaO
Нет
^2^-НН1в
1,21
SrO
Нет
^2^+МИ1*
2,83
so3
0,67
Нерастворимый остаток
0,27
Na*
36,28
Сумма
98,81
Э п с о м и т является распространенным минералом водорастворимых ново¬
образований зоны засушливых степей и особенно зоны сухих степей.
Эпсомит часто ассоциируете гипсом, кристаллизуясь позже последнего и вы¬
полняя небольшие пустоты по периферии гипсовых стяжений. Эпсомит также
входит в состав парагенетической ассоциации галит - эпсомит - минералы груп¬
пы астраханита, образующей налеты, выцветы и мелкие скопления на отдельных
участках покровных и делювиальных суглинков западин в подзоне засушливых
и особенно сухих степей.
Эпсомит образует невидимые невооруженным глазом бесцветные, свободные
от каких-либо включений выделения величиной в десятые доли миллиметра и
менее. Замеренные показатели светопреломления трех образцов эпсомита следу¬
ющие: Ng’=l,659-1,660; Np'=l,533-1,536; Ng'-Np'=0,023-0,027.
Ваттевиллит. Минерал, выделенный под этим названием, определен
условно, так как химический анализ не удалось произвести из-за невозможности
отделить этот минерал от других водорастворимых новообразований, с которыми
он тесно ассоциирует.
Описываемый минерал обнаружен в небольшом количестве совместно с эп-
сомитом и астраханитом в покровных суглинках зоны сухих степей. Он входит
в состав небольших (3-5 мм) рыхлых гнездообразных скоплений белого цвета, а
также образует совместно с галитом белые натечные колломорфные выделения.
Диаметр округлых ооидов колломорфных образований составляет 1-2 мм. Как
колломорфные образования, так и порошковатые скопления легко растворяются
в воде, дают интенсивную микрохимическую реакцию на сульфат-ион, хлор-ион,
слабую реакцию на кальций и отрицательные реакции на железо, цинк и медь.
При высыхании капли минерал легко кристаллизуется, образуя короткопри¬
зматические кристаллы восьмигранных, шестигранных или ромбических очер¬
таний. В иммерсионных препаратах видна хорошая спайность по моноклинной
призме {011}. Угол, образованный осью Ng с осью С, составляет около 30°, угол
оптических осей (-) 2V равен примерно 60° (определение коноскопическое).
Дисперсия оптических осей заметная. Показатели преломления следующие:
Ng-1,466 (±0,003), Np-1,433 (±0,003); Ng'-Np'=0,033.
74
Гипергенез четвертичного периода
Химический состав водной вытяжки из материала колломорфных новообра¬
зований приведен в таблице 18.
Таблица 18
Химический состав перекристаллизированной водной вытяжки
из колломорфных новообразований из покровных суглинков
Компонент
Содержание, вес. %
Na*
30,86
К*
0,66
CI*
43,13
MgO
3,77
СаО
2,50
so3
10,26
Н20„н,
7,14
HAior
2,20
Нерастворимый остаток
0,00
Сумма
* 100,52
При пересчете содержания хлора на калий и натрий выясняется, что после
связывания хлором этих двух элементов оказывается свободным более 3% на¬
трия. Следовательно, можно предполагать, что колломорфные водорастворимые
новообразования сложены примерно на 70% галитом, а около 30% составляют
водные сульфаты натрия, магния и кальция. Принимая во внимание оптическую
характеристику описываемого минерала, можно его условно определить как ми¬
нерал ряда астраханит-ваттевиллит.
Астраханит встречается довольно часто, хотя и в небольших количе¬
ствах, в парагенезисе водорастворимых новообразований в подзоне засушливых
и сухих степей. Он образует выделения неправильной формы величиной менее
0,05 мм. При перекристаллизации рыхлых водорастворимых новообразований в
воде астраханит кристаллизуется позже галита, ваттевиллита и эпсомита, выпол¬
няя пространство между кристаллами этих минералов. Замеренные кристалло¬
оптические константы двух образцов астраханита следующие: Ng-1,481-1,483;
Np'=l ,476—1,478; Ng'-Np-0,005. Угол оптических осей небольшой отрица¬
тельный.
Железистые новообразования приурочены либо к песчаным
древнеаллювиапьным отложениям, где эти новообразования, по-видимому, явля¬
ются реликтовыми, либо к отложениям небольших, часто пересыхающих речек
и западин.
В покровных суглинках и близких к ним делювиальных и террасовых отло¬
жениях новообразования железа возникают на отдельных участках под воздей¬
ствием грунтовых вод. Таким образом, новообразования железа в четвертичных
отложениях степной зоны ограничиваются суб- и супераквапьными ландшафт-
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
75
но-геохимическими условиями (современными или древними). Это типично не
только для Казахстана, но и для Заволжья, Нижнего Дона и Украины.
Железистые новообразования в древнеаллювиальных песчаных отложениях
встречаются довольно часто в виде пленок и налетов на песчаниках, расплыв¬
чатых ржавых пятен, реже стяжений, в которых цементом является новообразо¬
ванное вещество. Последнее представлено либо криптокристаллическими (от
0,02 мм и менее) выделениями гидрогётита с преломлением более самой высо-
копреломляющей жидкости (1,780), либо вторичными железистыми силикатами
типа железистого аллофана.
Например, в обнажениях древнеаллювиального галечника (карьер в с. Золо¬
торунное Кокчетавской области) обнаруживаются скопления ржаво-бурых но¬
вообразований железа, рассеянных в массе породы. В иммерсионном препарате
видно, что новообразованное вещество представлено тонкими пленками, реже
скоплениями величиной 0,05-0,02 мм бурого изотропного вещества с преломле¬
нием N=1,66-1,69. Наиболее часто обнаруживается N=1,67-1,68. Минерал услов¬
но определен как гизингерит.
Ниже приводятся результаты химического анализа плотной, полой внутриже-
лезистой конкреции из древнеаллювиальных песков (табл. 19).
В современных пойменных и русловых отложениях пересыхающих речек
степной зоны Северного Казахстана железистые новообразования представлены
хрупкими скоплениями сгустков геля гидроокиси железа. Процесс возникнове¬
ния этих новообразований связан со сменой режима на пойменных участках рек
и в русловых отложениях пересыхающих речек, когда режим дефицита кислорода
(в результате насыщения этих отложений водой, богатой органикой) после ухода
воды сменяется окислительным режимом. В результате периодического перехода
из подвижной формы закиси железа в неподвижную окись происходят небольшие
накопления последней вокруг каналов, по которым поступает кислород воздуха в
подсыхающий грунт (корни и стебли отмерших растений, текстурные трещины).
В близких условиях (на юге Русской равнины и в Западном Казахстане) происхо¬
дит образование железистых бобовин в мелких депрессиях (подах).
Как видно из данных химического анализа, железистые новообразования со¬
держат большое количество примесей (около 20% от массы новообразованного
вещества), среди которых выделяется кремнезем, содержащийся в количестве бо¬
лее 10% от новообразованной массы.
Марганцевые новообразования. Так же как и железистые, марганцевые но¬
вообразования имеют гидрогенный характер. Обычно марганцевые новообра¬
зования присутствуют в древнеаллювиальных песчаных отложениях или в су¬
песчаных разностях аллювиальных (террасовых) отложений в виде рыхлых
стяжений округлой формы и гнездообразных скоплений неправильной формы
величиной 0,5-1,0 см. Значительно реже марганцевые новообразования обнару¬
живаются в суглинках небольших депрессий в виде мелких (1-3 мм в диамет¬
ре) непрочных конкреций неправильной округлой формы В химическом составе
76 Гипергенез четвертичного периода
Таблица 19
Рациональный анализ железистой конкреции из древнеаллювиальных песков
(аналитик Н.С. Валиев)
Компонент
Содержание, вес.%
Пересчет на 100%
новообразованного вещества
Определения в исходном материале
Гигроскопическая влага
0,51
-
П.п.п.
4,23
19,84
МпО
0,50
2,29
Мп02
Не обн.
-
10%-ая содовая вытяжка (I)
Si02
1,40
6,42
А'А
0,16
0.73
Fe203
Сл.
-
10%-ая солянокислая вытяжка
Si02
0,76
3,50
Ti02
0,07
0,32
ai2o3
0,24
1,10
Fe203
13,00
59,31
CaO
0,25
U5
MgO
0,40
1,80
BaO
Не обн.
-
NiO
Не обн.
-
K20
Не обн.
-
Na20
0,38
1,74
10%-ая содовая вытяжка (II)
Si02
0,40
1,80
A,A
Не обн.
-
Fe203
Не обн.
-
Нерастворимый остаток
79,50
-
Сумма
101,80
100,0
таких бобовин наряду с окислами марганца присутствует значительное количе¬
ство окиси железа.
Редкие и рассеянные химические элементы
в четвертичных отложениях
Для определения среднего содержания редких и рассеянных элементов в
четвертичных отложениях были проведены валовые анализы (табл. 20). Одно¬
временно изучено содержание рассеянных элементов в важнейших компонентах
четвертичных отложений - обломочном кварце и фракции менее микрона.
Во фракции менее 0,001 мм некоторые рассеянные химические элементы со¬
держатся в повышенном количестве (медь, галлий, цинк, хром, скандий). Часть
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
77
Таблица 20
Распределение некоторых малых элементов в составных частях четвертичных отложений
Северного Казахстана, в 1*10~3% (по данным 150 анализов)
Элемент
Достоверная
чувствительность
определения
Среднее (из 70
проб) содержание
в четвертичных
отложениях
Среднее (из 40
проб) содержание
во фракции менее
0,001 мм
Среднее (из 40
проб) содержание в
обломочном кварце
Ti
1
405
30
8
Мл
1
112
77
9,6
V
1
12
11,4
0,7
Си
1
6,8
10,7
0,8
Ni
1
2,1
2,5
-
Со
1
1,2
0,9
-
Zr
1
6,8
7,2
0,8
Ga
1
4,3
6,3
1
Yb
1
2
1,7
-
Ag
0,1
0,5
0,5
-
Sr
100
123
100
100
Ba
100
136
100
-
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меньшем
достоверной чувствительности определения
Zn
10
8,4
15
-
Pb
10
9,4
7,7
2
Сг
10
8,2
11,2
-
Мо
1
0,7
0,9
-
Sn
1
0,5
0,9
-
Li
100
100
100
-
Be
1
0,8
1,0
-
Nb
10
5
5,0
-
Sc
5
5,2
9,5
-
Y
10
5
5,0
-
La
10
5
5,0
-
рассеянных элементов присутствует в тонкодисперсной фракции почти в таком
же содержании, что и в валовых пробах четвертичных отложений, однако при
анализах обнаруживается более часто (олово, молибден и бериллий). Заметно
уменьшается содержание и частота обнаружения во фракции менее микрона
только у бария и отчасти у свинца. В обломочном кварце содержание рассеянных
элементов резко снижается. Постоянно обнаруживаются лишь титан и марганец,
однако содержание этих минералов на порядок меньше, чем в общей массе чет¬
вертичных отложений.
Следовательно, четвертичные отложения водно-ледниковых и древнеаллюви¬
альных равнин, отличающиеся высоким содержанием кварца, имеют несколько
меньшие величины среднего содержания редких и рассеянных элементов, чем
78
Гипергенез четвертичного периода
четвертичные отложения Казахского мелкосопочника, обогащенные полевыми
шпатами и обломками пород. По этой же причине отложения более тяжелого
состава несколько обогащены рассеянными химическими элементами, концен¬
трирующимися в тонкодисперсной массе, а супесчаные отложения отличаются
пониженным содержанием этих элементов.
В процессе гипергенеза четвертичных отложений происходит перераспреде¬
ление рассеянных химических элементов. В таблице 21 приведены величины их
среднего содержания.
В карбонатных новообразованиях содержатся почти все редкие химические
элементы, присутствующие в четвертичных отложениях. Это, по-видимому, свя¬
зано с коллоидными и метасоматическими процессами, играющими важную роль
при формировании карбонатных новообразований.
В процессе метасоматического замещения тонкодисперсной части четвертич¬
ных отложений карбонатные гели частично сорбируют рассеянные химические
Таблица 21
Среднее содержание рассеянных химических элементов в гипергеиных новообразованиях из
четвертичных отложений Северного Казахстана, в М0~3% (по данным 62 анализов)
Эле¬
мент
Достоверная
чувстви¬
тельность
определения
Новообразования
карбо¬
натные
стяжения
(30 об¬
разцов)
карбонат¬
ные
бородки
(10 об¬
разцов)
гипсовые
сульфатно-
хлоридные
(6 образ¬
цов)
желе¬
зистые
(3 об¬
разца)
марган¬
цевые
(2 об¬
разца)
Ti
1
343
90
200
3
517
300
Мл
1
57
51
5
1
70
п-1000
V
1
7
3
4
1
23
10
Си
1
12
3
2
1
15
8
Ni
1
1,4
0,5
0,7
Не обн.
Не обн.
25
Со
1
0,9Ф
Не обн.
0,7
Не обн.
Не обн.
10
Zr
1
7
4
5
Не обн.
20
30
Ga
1
6
1
1
Не обн.
3
1
Yb
1
1,6
0,7
1
Не обн.
3
2
Y
10
5
5
7
Не обн.
10
5
Sr
100
290
180
500
100
100
100
Ba
100
100
100
100
100
Не обн.
300
Zn
10
5
Не обн.
4
Не обн.
10
10
Pb
10
7
5
Не обн.
Не обн.
20
40
Cr
10
8
5
10
Не обн.
20
-
Mo
1
Не обн.
Не обн.
1
0,5
10
10
Sn
1
0,5
Не обн.
Не обн.
Не обн.
0,5
-
Be
1
0,7
0,7
1
Не обн.
2
-
Nb
10
-
-
Не обн.
Не обн.
Не обн.
0,5
Se
5
7
5
Не обн.
5
5
Пшва II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
79
элементы, но значительная их часть выносится. В результате содержание рассе¬
янных элементов в карбонатных новообразованиях меньше, чем в четвертичных
отложениях. Величина содержания рассеянных элементов находится в прямой
зависимости от степени интенсивности метасоматических процессов. Поэтому
карбонатные новообразования, энергично замещающие тонкодисперсную часть
четвертичных отложений (журавчики, белоглазка), имеют большее содержание
химических элементов, чем натеки (бородки) новообразованного кальцита на
щебне. Только содержание стронция несколько увеличивается (почти в два раза)
в карбонатных новообразованиях по сравнению с вмещающими породами.
В гипсовых новообразованиях обнаружено значительно меньшее по сравне¬
нию с карбонатными новообразованиями содержание рассеянных элементов. Это
связано с тем, что гипсовые новообразования возникают в результате кристалли¬
зации из водно-ионной среды, не обнаруживая каких-либо явлений метасоматоза
и коллоидного состояния. Содержание стронция в гипсовых новообразованиях
почти вдвое превышает содержание этого элемента в карбонатных новообразова¬
ниях и в четыре раза - содержание в валовой массе четвертичных отложений.
Небольшое содержание рассеянных элементов обнаруживается в водораство¬
римых сульфатно-хлоридных новообразованиях. Здесь обнаружено всего семь
рассеянных химических элементов. Эти элементы, за исключением стронция и
марганца, отмечены не во всех образцах. В водорастворимых новообразовани¬
ях роль элементов-примесей играют некоторые породообразующие химические
элементы. Так, например, среднее содержание кремния и алюминия составляет
около 0,01%, железа и марганца - около 0,001%.
В железистых и марганцевых новообразованиях установлены многочислен¬
ные редкие и рассеянные химические элементы, причем некоторые из них со¬
держатся в количестве, большем, чем во вмещающих породах (ванадий, медь,
никель, кобальт, барий, свинец, молибден).
Пространственное распределение
проявлений гипергенеза
При изложении фактического материала нами было показано, что состав чет¬
вертичных отложений в значительной мере представляет собой продукт гиперген¬
ного преобразования коренных пород этой территории. Поэтому важной харак¬
теристикой четвертичных отложений является степень отражения минерального
состава коренных пород. Этот показатель в значительной мере зависит от соот¬
ношения местных (в узком смысле этого слова) и перемещенных обломочных
минералов. По соотношению местного и аллохтонного обломочного материала
можно выделить следующие фации состава четвертичных отложений. Каждой
фации соответствуют определенные области распространения [Добровольский,
1961а].
80
Гипергенез четвертичного периода
Первую фацию образуют делювиальные суглинки и супеси выступов нижне¬
палеозойского основания, где в обломочной части отложений ясно преобладают
минералы и обломки местных пород.
Вторую фацию составляют покровные суглинки Казахской герцинской плат¬
формы, где обломочный материал местных пород разбавлен аллохтонными ком¬
понентами. Эта фация занимает наибольшую площадь на территории Ишим-Ир-
тышского междуречья.
Третью фацию составляют отложения, в составе которых резко преоблада¬
ют перемещенные обломочные компоненты. Таковы аллювиальные отложения, а
также делювиальные суглинки межсопочных депрессий.
Для четвертой фации характерно интенсивное гипергенное изменение мине¬
рального состава обломочной части. К этой фации относятся мощные покровные
суглинки Западно-Сибирской низменности и Иртышской равнины.
Гипергенное перераспределение химических элементов продолжается после
формирования четвертичных отложений в результате эпигенетических процес¬
сов. В элювиальных условиях в миграцию вовлекаются огромные массы щелочей
и щелочных элементов, особенно кальция и натрия. Существенная часть кальция
перемещается незначительно, что отражается в виде новообразований кальцита
и гипса. В условиях гидрогенного гипергенеза аккумулируются формы натрия,
кальция и магния, мигрировавшие из элювиальных обстановок.
Здесь формируются новообразования хлоридов натрия и сульфатов магния,
кальция и натрия. На участках периодического дефицита кислорода возникают в
небольшом количестве железистые и железо-марганцовые новообразования.
Сочетание фациальных особенностей состава четвертичных отложений и
эпигенетических процессов намечает геохимические обстановки гипергенеза.
В условиях различных обстановок геохимический обмен в системе “коренные
породы - четвертичные отложения” имеет неодинаковый характер.
Геохимическая обстановка преимущественного механического
рассеяния химических элементов палеозойского фундамента
с подчиненными явлениями эпигенетического рассеяния
Доминирование местного обломочного материала в составе маломощных
склоновых суглинков и сравнительно слабое разрушение эндогенных минералов
обусловливают преобладание процесса механического рассеяния химических
элементов. Этот процесс осложняется подчиненными явлениями эпигенетиче¬
ского рассеяния. Последние проявляются в сорбции рассеивающихся элементов
тонкодисперсной частью четвертичных отложений и аккумуляцией этих элемен¬
тов в гипергенных новообразованиях. Распространение этой обстановки опреде¬
ляется площадью выступов метаморфических и изверженных пород.
Геохимическая обстановка преимущественного эпигенетического рассеяния
химических элементов палеозойского фундамента. Преобладание аллохтонного
Глава II. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях степной зоны
81
материала в составе покровных суглинков и наличие карбонатно-сульфатной сре¬
ды обусловливает слабое эпигенетическое проникновение рассеянных элементов
в покровные отложения, связанное главным образом с сорбционными свойства¬
ми тонкодисперсной части. Распространение этой обстановки определяется пло¬
щадью равнинных участков Казахского нагорья и обрамляющих его цокольных
равнин. На участках цокольных равнин процессы рассеяния подавляются вслед¬
ствие возрастающей мощности покровных отложений.
Геохимическая обстановка резкого экранирования процессов рассеяния хи¬
мических элементов палеозойского фундамента. Обстановка обусловлена аллох¬
тонным составом суглинков депрессий и их относительно большой мощностью.
Этим условиям способствует древняя глинистая кора выветривания, сохранив¬
шаяся на участках отрицательных элементов рельефа. Благодаря периодическому
стоку поверхностных вод в депрессии здесь происходит аккумуляция некоторых
химических элементов в тонкодисперсной массе (калий, медь, ванадий и др.) или
в виде солей (бор, молибден).
Для распределения условий современного гипергенеза на территории Казах¬
ского мелкосопочника рельеф играет столь важную роль, что в данном случае
можно говорить о геоморфологическом контроле гипергенных процессов. Инте¬
ресно отметить, что формы рельефа связаны с проявлениями не только новейшего,
но и древнего гипергенеза. На волнисто-увалистых равнинных участках сохрани¬
лись горизонты верхней части профиля коры выветривания - горизонт пестрых
глин, реже каолинитовый горизонт. Наостанцовых возвышенностях древняя кора
выветривания либо смыта полностью, либо сохранился самый нижний горизонт
ее профиля - щебнистая кора выветривания. В межсопочных депрессиях часто
располагается так называемая линейная кора выветривания, развивающаяся по
тектоническим зонам, ослабленным гидротермальной проработкой.
1
1 - обстановка преимущественного эпигенетического рассеяния химических элементов палео¬
зойского фундамента; 2 - обстановка преимущественного механического рассеяния; 3 - обстановка
резкого геохимического экранирования процессов рассеяния; 4 - четвертичные отложения; 5 - кор¬
ни древней коры выветривания; 6 - метаморфические породы палеозоя; 7 - изверженные породы
Соотношение геохимических обстановок гипергенеза Казахского мелкосо¬
почника иллюстрируется схемой (рис. 12).
Глава III
ОСОБЕННОСТИ ПРОЯВЛЕНИЙ
АРИДНОГО ТИПА ГИПЕРГЕНЕЗА
Четвертичные отложения аридной зоны
как результат гипергенеза
Генезис состава четвертичных отложений
Изучение минерального состава четвертичных отложений Казахстана и Сред¬
ней Азии позволяет утверждать, что в этом случае мы имеем особый продукт
гипергенеза. Общие черты минерального состава четвертичных отложений на
обширных пространствах пустынь и степей свидетельствуют о закономерных
процессах преобразования минералов коренных пород и гипергенной дифферен¬
циации минералов.
Основной областью сноса обломочного материала четвертичных отложений
Средней Азии являются кристаллические породы горных систем этой террито¬
рии. Это положение, разделяемое большей частью исследователей, хорошо под¬
тверждается сопоставлением минерального состава обломочной части четвер¬
тичных отложений и коренных пород Средней Азии. Какой бы состав ни имели
коренные породы, в тонкопесчано-алевритовой части покровных отложений чет¬
вертичного возраста всегда присутствуют кварц, полевые шпаты, слюды, а также
эпидот, роговая обманка и другие акцессорные минералы. Этот факт для участков
распространения кристаллических пород еще можно как-то объяснить элювиаль¬
ным характером покровных отложений. Но для мезо-кайнозойских осадочных
пород такое объяснение не может быть принято, так как они лишены всех или
части вышеназванных минералов.
Дополнительные данные обнаружены при изучении редких и рассеянных хи¬
мических элементов.
Близость микроэлементного состава изверженных пород и четвертичных
отложений не может не обратить на себя внимания. В то же время осадочные
породы мезо-кайнозоя обычно обладают меньшим разнообразием рассеянных
химических элементов, чем покрывающие их четвертичные отложения. Это об¬
Глава III. Особенности проявлений аридного типа гипергенеза
83
наружено нами на Устюрте (сарматские известняки), на Мангышлаке (глинистые
сланцы триаса), а П.Е. Гражданом [1956] на Копет-Даге (меловые известняки).
Таким образом, особенности минерального состава обломочной части и ассо¬
циация рассеянных химических элементов свидетельствуют о генетической свя¬
зи четвертичных отложений со складчатым кристаллическим фундаментом.
Как известно, значительная часть хребтов Средней Азии и горно-останцо-
вых возвышенностей Казахстана сложена кристаллическими породами кислого
состава. Поэтому интересно сопоставить соотношение важнейших минералов в
этих породах и обломочной части четвертичных отложений.
Кварц в гранитах составляет 25-30%, полевые шпаты 60-70%. Теоретически
отношение кварца к полевым шпатам должно составлять 0,3-0,5. В четвертич¬
ных отложениях это отношение обычно значительно больше. В.Б. Гуссак с соав¬
торами [ 1960] пришли к заключению, что с увеличением возраста лёсса величина
этого отношения возрастает от 1,6 до 4,0. Эти данные хорошо увязываются с вы¬
водом В.Н. Разумовой [1961] о постепенном увеличении содержания силикатов в
континентальных отложениях Казахстана от мезозоя до неогена.
Для геохимической характеристики обломочной части четвертичных отложе¬
ний не так важно отношение между кварцем и полевыми шпатами, как отноше¬
ние между кварцем и суммой обломочных алюмосиликатов, которое мы называем
кварцево-алюмосиликатным коэффициентом. Нами были собраны опубликован¬
ные минералогические анализы распространенных изверженных пород Средней
Азии и Казахстана и рассчитаны по ним величины кварцево-алюмосиликатного
коэффициента. Для 39 анализов гранитов установлено, что кварцево-полевошпа¬
товый коэффициент имеет величину от 0,3 до 0,8, среднее 0,4. Для 25 образцов
гранодиоритов этот коэффициент имеет устойчивую величину 0,24-0,25.
Затем мы рассчитали кварцево-алюмосиликатный коэффициент по 562 мине¬
ралогическим анализам четвертичных отложений. Одновременно было рассчи¬
тано отношение роговой обманки к эпидоту. Вычисленные величины приведены
в таблице 22.
Величина кварцево-алюмосиликатного коэффициента закономерно меняется
в различных районах. Там, где состав обломочной части четвертичных отложе¬
ний в значительной мере формируется за счет местных кристаллических пород,
величина кварцево-алюмосиликатного коэффициента составляет около 0,5. Со¬
держание эпидота и роговой обманки в общем близкое. Эти условия мы имеем на
площади Казахского мелкосопочника.
Кварцево-алюмосиликатный коэффициент также обычно меньше единицы
в четвертичных отложениях, которые, несмотря на оторванность от источника
питания, сохранили обломочные силикаты. Здесь в первую очередь выделяются
области лёссовых накоплений, а также аллювиальных аккумуляций.
Для лёссов предгорий, внутригорных долин и впадин характерно преоблада¬
ние суммы силикатов над кварцем. Только в отдельных горных впадинах наблю¬
дается их одинаковое соотношение или даже большее содержание кварца. Таковы
84
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 22
Минеральные показатели обломочной части четвертичных отложений Казахстана и
Средней Азии (средние данные по 562 анализам)
о
CQ CQ
Н О
Кварцево-
Отношение
Район и тип отложений
£ в
g5
алюмосили¬
катный
роговой
обманки
Автор
£ *
коэффициент
к эпидоту
Лёссы
Предгорья центральных
районов Средней Азии
19
0,6
0,2-7,0
[Розанов, 1951]
Приташкентский район
44
0,6
1,0
[Ларионов и др., 1959;
Умарова, 1960]
Западная Туркмения
8
0,3
0,7
[Лобова, 1960]
Прикопетдагская равнина
41
0,8
0,9
Ангренская котловина
20
1,6
0,9
[Ларионов и др., 1959]
Кувайская котловина
24
0,3
9,0
Иссыккульская долина
58
0,4
2,5
Чуйская долина
82
0,3
0,8
[Вахрушев, 1954]
Яванская долина
32
U
[Юсупова, 1962]
Покровные суглинки
и супеси
Южная часть Устюрта
15
0,6
0,9
[Лобова, 1960]
Юго-Западные Каракумы
• 10
0,7
0,6
Южные Каракумы
3
0,6
0,4
[Романова, 1960]
Чу-Илийские горы
10
0,5
0,8
[Добровольский, 1961]
Казахский мелкосопочник
12
0,7
0,9
В.В. Добровольский*
Центральная часть
Устюрта
6
2,3
0,2
[Добровольский, 1962]
Северные Каракумы и
Кызылкумы
3
3,1
0,8
[Романова, 1960]
При иртышская равнина
Западно-Сибирская
4
2,7
5,6
0,1
0,1
В.В. Добровольский*
равнина
3
В.В. Добровольский*
Прикаспийская
низменность
7
8,1
0,9
[Якубов, 1940]
Современный аллювий Аму-Дарьи
Внутригорная часть
долины
4
0,5
1
Предгорная часть долины
44
0,6
1,2
[Гриднев, 1959]
Равнинная часть долины
13
0,5
U
Надводнодельтовая часть
долины
100
0,2
0,9
* Неопубликованные данные автора.
Глава III. Особенности проявлений аридного типа гипергенеза
83
лёссы долин Таджикистана [Юсупова, 1962] и Ангренской котловины [Ларионов
и др., 1959]. Это явление, видимо, связано с составом исходных пород.
В покровных отложениях аллювиальных равнин, несмотря на их легкий су¬
песчаный состав, обломочные силикаты обычно присутствуют в значительном
количестве. Давно известно, что в репетекских песках кварц составляет не более
половины обломочных частиц, а остальная масса сложена обломками пород, по¬
левых шпатов, чешуйками слюд и др. Судя по имеющимся анализам, это в значи¬
тельной степени относится и к другим районам. Поэтому покровные отложения
Каракумов и южной части Кызылкумов имеют величину кварцево-алюмосили¬
катного коэффициента, близкую к значениям для лёссовых пород. На площади
покровных супесей выделяются массивы песков, резко обогащенных кварцем.
Можно предположить, что в генезисе этих песков имели важное значение эо¬
ловые процессы [Сидоренко, 1956]. Для современного аллювия Аму-Дарьи ха¬
рактерно преобладание полевых шпатов над кварцем на всем протяжении реки
[Гриднев, 1959].
Повышенный кварцево-алюмосиликатный коэффициент в поверхностных
отложениях северной половины Кызылкумов, возможно, обусловлен примесью
древнего аллювия Сыр-Дарьи. Как установлено С.М. Юсуповой [Розанов, 1951],
в наносах этой реки обломочный кварц составляет около половины всей мине¬
ральной массы.
Неравномерное распределение кварца установлено для Устюрта. В южных
районах (Каплан-Кыр) вследствие обогащения отложений полевыми шпатами
кварцево-алюмосиликатный коэффициент невелик, а в центральной части Ус¬
тюрта он больше единицы.
Еще больше возрастает содержание кварца в песках Прикаспийской низмен¬
ности, для которых кварцево-алюмосиликатный коэффициент больше восьми.
В настоящее время отсутствуют данные по количественно-минералогическому
анализу четвертичных отложений Тургайского столового плато. Однако, судя по
данным В.В. Лаврова [1948], Б.М. Михайлова и Г.С. Петровской [1959], в обло¬
мочной части четвертичных суглинков Тургая кварц является преобладающим
минералом. Нашими исследованиями покровных отложений Иртышской аллю¬
виальной равнины и южной части Западно-Сибирской равнины установлено, что
кварц составляет 70-90% обломочной части этих отложений.
Таким образом, на территории аридной зоны Казахстана и Средней Азии ясно
выделяются два типа состава обломочной части четвертичных отложений.
Первый тип характеризуется ясным преобладанием силикатных минералов
над кварцем. Это свидетельствует о том, что в области сноса процессы эрозии
преобладали над процессами выветривания. Областью сноса для отложений это¬
го типа являлась горная часть Средней Азии и останцовые выступы Казахского
мелкосопочника. Состав обломочного материала третичных континентальных
отложений этих же районов имеет существенно иной состав - он характеризуется
отчетливым доминированием кварца над силикатами.
86
Гипергенез четвертичного периода
Как известно, породы, послужившие источником сноса для третичных отло¬
жений, были глубоко изменены процессами гумидного выветривания на протя¬
жении мезозоя и палеогена. Изменение состава обломочной части континенталь¬
ных отложений четвертичного возраста по сравнению с третичными указывает
на кардинальное изменение характера гипергенеза на границе третичного и чет¬
вертичного периодов.
По мнению геоморфологов [Герасимов, 1937], геологов [Кассин, 1947], геобо¬
таников [Коровин, 1958], на территории Казахстана в плиоцене, а на территории
Средней Азии еще ранее устанавливается аридный режим. Господство аридного
типа гипергенеза определило хорошую сохранность части силикатов при вывет¬
ривании горных пород, о чем свидетельствует преобладание силикатов над квар¬
цем в обломочной части четвертичных отложений.
Следует отметить, что аридный тип выветривания горных пород отнюдь не
означает отсутствие какого-либо преобразования гипогенных минералов. Сопос¬
тавление минерального состава распространенных изверженных пород Средней
Азии и Казахстана с составом обломочной части четвертичных отложений этих
районов показывает, что в процессе гипергенеза были разрушены значительная
часть темноцветных компонентов и частично полевые шпаты.
Второй тип состава песчано-алевритовой части четвертичных отложений
обусловлен более глубоким гипергенным преобразованием исходных пород, что
отражается на преобладании кварца над силикатами. Это мы наблюдаем в чет¬
вертичных отложениях, обломочный материал которых поступал с севера. В этих
отложениях отношение кварца к силикатам составляет около 4,0. По-видимому,
отложения этого типа формировались за счет горных пород, выветривавшихся в
гумидных условиях.
Выводы, сделанные нами на основании анализа минерального состава обло¬
мочной части четвертичных отложений, подтверждаются особенностями хими¬
ческого состава этих отложений. Нам удалось обнаружить в литературе около 50
достоверных полных валовых анализов покровных отложений и лёссов Средней
Азии и Южного Казахстана. По этим данным мы попытались проанализировать
вариации химического состава четвертичных отложений. Полученные вариаци¬
онные кривые приведены на рисунке 13. На основании небольшого количества
анализов, конечно, трудно установить средний химический состав четвертичных
отложений, однако можно определить наиболее часто встречающиеся значения
основных компонентов химического анализа. Эти величины будут следующими
(в % от веса бескарбонатной прокаленной массы):
Эти данные свидетельствуют о незначительной выщелоченности четвертич¬
ных отложений первого типа.
Si02 - 69,0
А1203- 14,5
Fe203 - 7,0
СаО-2,2
Mg-1,9
К20 - 2,0
Na20 - 2,1
Сумма-98,7
Глава III. Особенности проявлений аридного типа гипергенеза
87
Содержание. %
Содержание, %
Рис. 13. Характер распределения
основных компонентов химического
состава в лёссовидных отложениях
Средней Азии и Южного Казахстана
Очень небольшое количес¬
тво валовых анализов четвер¬
тичных отложений Прикаспий¬
ской, Южно-Уральской, Тур-
гайской и Западно-Сибирской
провинций не позволили нам, к
сожалению, произвести стати¬
стическое исследование хими¬
ческих анализов четвертичных
отложений второго типа. Мож¬
но лишь отметить, что в хими¬
ческом составе этих отложений
(пересчитанных на прокаленную
бескарбонатную массу) содержится больше кремнезема и меньше всех осталь¬
ных компонентов, чем в четвертичных отложениях первого типа.
Минералогические провинции четвертичных отложений
Средней Азии и Казахстана
Учитывая особенности состава обломочной части четвертичных отложений
на территории пустынь и степей Казахстана и Средней Азии, на современном
уровне изученности этого вопроса можно наметить следующие минералогиче¬
ские провинции четвертичных отложений.
Казахская провинция занимает площадь Казахской герцинской платформы.
Для обломочной части четвертичных отложений типично значительное превы¬
шение содержания силикатов над содержанием кварца, близкое содержание эпи-
дота и роговой обманки, присутствие обломков местных пород, распределение
генетических типов в зависимости от рельефа и в целом незначительная мощ¬
ность отложений.
Площадь провинции ограничена распространением докембрийско-палеозой-
ских пород на западе, севере и востоке, а на юге - долиной р. Чу и впадиной
Балхаша.
Иртышская провинция располагается в области аллювиальной равнины Ирты¬
ша и ограничивает Казахскую провинцию с востока. Покровные отложения этой
провинции имеют хорошо сортированный гранулометрический состав, обычно
лишены крупных обломков. Эпидот резко преобладает над роговой обманкой, а
88
Гипергенез четвертичного периода
кварца содержится больше, чем силикатов. Особенностью отложений этой про¬
винции является наличие опаловых спикул губок, по-видимому попавших сюда
из палеогеновых отложений.
Западно-Сибирская провинция занимает крайнюю северную часть степной
зоны Северного Казахстана, ограничивая Казахскую провинцию с севера. Запад¬
ная ее граница намечается долиной р. Тобола, к западу от которой доминирует
влияние пород Урала. Покровные суглинки этой провинции довольно хорошо
сортированы, с накоплением частиц величиной 0,01-0,10 мм, где резко преобла¬
дает кварц. В составе тяжелой фракции эпидот преобладает над роговой обман¬
кой и в значительном количестве содержится ильменит.
Покровные отложения Тургайской провинции недостаточно изучены. Можно
предполагать, что минеральный состав этих отложений близок к составу покров¬
ных суглинков Западно-Сибирской и Южно-Уральской провинций и имеет повы¬
шенное содержание ильменита.
Каспийская провинция располагается в бассейне южной части течения р. Урал.
Эта провинция на западе граничит с Волжске-Донской провинцией европейской
части России. Граница между этими провинциями, согласно данным Т. Якубова
[1940], проходит между Астраханью и Гурьевым. В покровных отложениях этой
провинции кварц содержится в несколько раз больше суммы обломочных силика¬
тов, но в тяжелой фракции роговой обманки почти столько же, сколько эпидота.
Южно-Уральская провинция ограничена площадью развития метаморфи¬
ческих пород Южного Урала и Мугоджар, а также продуктов их разрушения и
переотложения в виде отложений мезозойского возраста. Минеральный состав
покровных отложений Южно-Уральской провинции изучен недостаточно. Кварц
в покровных отложениях этой провинции содержится в большем количестве, чем
силикаты, однако обломочных силикатов и обломков пород довольно много. Эпи¬
дот преобладает над роговой обманкой.
Закаспийская провинция занимает пространство между Каспийским и Араль¬
ским морями. Северная граница провинции, отделяющая ее от Южно-Уральской
провинции, условно проводится по восточному окончанию Устюрта. Покровные
отложения отдельных районов этой провинции несколько отличаются минераль¬
ным составом, однако их общей особенностью является преобладание тонко-пес-
чано-алевритового материала неместного происхождения. В северной и запад¬
ной частях провинции кварц содержится в большем количестве, чем обломочные
силикаты, а эпидот преобладает над роговой обманкой, к югу эти соотношения
меняются. Покровные отложения третичных плато обогащены обломочным ма¬
териалом местных коренных пород, главным образом известняков.
Гуранская провинция включает в себя обширные аллювиальные равнины
Средней Азии вместе с останцовыми массивами. Минеральный состав покров¬
ных отложений в различных областях заметно отличается, однако общей чертой
их будет значительное содержание обломочных силикатов. Содержание роговой
обманки обычно уступает содержанию эпидота. В северной (Приаральской) ча¬
Глава III. Особенности проявлений аридного типа гипергенеза
89
сти провинции содержание силикатов уменьшается. Северная граница провин¬
ции весьма ориентировочно проводится от Аральского моря к низовьям р. Чу и
в дальнейшем, безусловно, будет уточнена. На участках останцовых массивов
покровные отложения обогащаются обломками местных пород. В районах низ¬
когорных останцов Кызылкумов покровные отложения содержат обломки извер¬
женных и метаморфических пород палеозоя, в районе Туаркыра, Мангышлака,
Балханов - обломки осадочных пород мезо-кайнозоя. На участках песчаных
массивов часто отмечается высокая концентрация кварца, возможно, в резуль¬
тате процессов эоловой переработки. На площади останцов плиоценового плато
покровные отложения обогащаются материалом туранской свиты. Принимая во
внимание многообразие условий и различный генезис покровных отложений Ту¬
ранской провинции, возможно, что в дальнейшем с накоплением фактическо-го ма¬
териала территория этой провинции будет подразделена на несколько провинций.
Чу-Бапхашская провинция находится в восточной части пустынной зоны, от¬
деляясь от Туранской провинции хребтом Каратау. Песчаные массивы (Муюнкум,
Таукум), лёссовые отложения долины Чу и покровные суглинки Чу-Илийских гор
имеют общие черты минерального состава: преобладание обломочных силикатов
над кварцем и небольшое превышение содержания эпидота над роговой обман¬
кой. На площади близкого расположения метаморфических и изверженных пород
(Бетпак-Дала, Чу-Илийские горы) покровные отложения содержат значительное
количество обломочного материала местных пород.
Специфическими особенностями минерального состава обладают лёссы
предгорной полосы хребтов Средней Азии.
В обломочной части лёссов силикаты обычно преобладают над кварцем. Ис¬
ключение составляют лишь некоторые внутригорные депрессии, где содержание
кварца и суммы обломочных силикатов близко. Характерно, что роговая обманка
и эпидот содержатся почти в одинаковом количестве, причем в ряде районов ро¬
говая обманка преобладает. Состав обломочной части предгорных лёссов Сред¬
ней Азии весьма близок к составу покровных отложений аллювиальных равнин
и пустынных плато Средней Азии и Казахского мелкосопочника, но существенно
отличается от покровных отложений, формировавшихся за счет поступления об¬
ломочного материала с севера.
Тонкодисперсная часть четвертичных отложений
На фоне закономерного изменения минерального состава обломочной части
четвертичных отложений Средней Азии и Казахстана обращает внимание уди¬
вительная близость состава тонкодисперсной части этих отложений. Детальное
изучение фракций менее микрона из различных генетических типов четвертич¬
ных отложений Устюрта, Юго-Западного Прибалхашья и Северного Казахстана
показало их близкий минеральный состав.
90
Гипергенез четвертичного периода
Данные термохимического, рентгеноструктурного, кристаллооптического
и химического анализов позволяют предполагать, что частицы менее микрона
представлены преимущественно дисперсными минералами типа гидратирован¬
ных гидрослюд или минералами смешаннослойной кристаллической структуры
монтмориллонит - гидрослюда. В качестве примеси во фракции менее микрона
присутствуют гидроокислы железа и другие дисперсные минералы (каолинит,
гаплуазит).
Многочисленными исследованиями древней коры выветривания Казахстана
{Разумова, 1961; Лисицина, 1959; и др.] установлено, что преобладающими гли¬
нистыми минералами древней коры выветривания являются каолинит, гаплуазит,
монтмориллонит. Дисперсные гидрослюды такого типа, которые присутствуют в
четвертичных отложениях, для древней (мезозойско-палеогеновой) коры вывет¬
ривания малохарактерны.
По-видимому, резко различные условия гипергенеза в мезозойско-палеогено¬
вое время и в отрезке времени начиная с верхнего неогена обусловили неодина¬
ковый состав дисперсных силикатов в древней коре выветривания и в четвертич¬
ных отложениях.
То обстоятельство, что в четвертичных отложениях на всей площади Казахста¬
на и Средней Азии в различных типах четвертичных отложений распространены
однотипные тонкодисперсные силикаты, позволяет предполагать общие черты их
образования. Явление однотипности тонкодисперсных силикатов в четвертичных
отложениях при разнородном составе их обломочной части можно объяснить
двумя причинами. Или тонкодисперсные минералы образуются в четвертичных
отложениях в результате эпигенетического преобразования обломочных силика¬
тов, или следует допустить образование тонкодисперсных минералов в процессе
выветривания исходных пород и последующий разнос этих минералов по весьма
большой территории.
Принимая во внимание тот факт, что однотипные тонкодисперсные гидрослю¬
ды распространены в четвертичных отложениях двух различных зон - пустын¬
ной и степной, нам представляется маловероятным образование этих минералов
в четвертичных породах после отложения последних. Детальное исследование
шлифов с ненарушенной структурой из четвертичных отложений показали све¬
жесть обломочных минералов и отсутствие явлений замещения их дисперсными
гидрослюдами. Поэтому мы предполагаем, что дисперсные гидрослюды были
привнесены в четвертичные отложения, а не образовались in situ.
Различие гипергенеза степной и пустынной зон отражается на степени гид-
ратированности дисперсных силикатов. В тонкодисперсной части четвертичных
отложений Северного Казахстана позиции калия в кристаллической решетке за¬
мещены гидроксонием на 69-76%, в центральной части Устюрта на 55-70%, а
в Юго-Западном Прибалхашье на 48—53%. Создается впечатление об усилении
гидратированности тонкодисперсных минеральных компонентов с возрастанием
гумидности гипергенеза. На материале степной и пустынной зон этот вопрос ре¬
Глава III. Особенности проявлений аридного типа гипергенеза
91
шен быть не может, поэтому мы вернемся к нему при изучении четвертичных
отложений гумидной зоны.
Четвертичные отложения аридной зоны
как объект гипергенеза
В предыдущем разделе показано, что четвертичные отложения Казахстана
и Средней Азии сложены продуктами гипергенного преобразования коренных
пород. Процессы гипергенеза продолжали развиваться и после отложения этого
материала. Следы этих процессов зафиксированы в виде различных гипергенных
проявлений, эпигенетических по отношению к четвертичным отложениям.
Геохимические процессы в пустынях Средней Азии длительное время при¬
влекали внимание ряда исследователей, упоминавшихся нами выше при изло¬
жении фактического материала. Общая оценка геохимии пустыни была впервые
сделана А.Е. Ферсманом [1924]. Он отметил важнейшие черты гипергенеза в ус¬
ловиях пустыни - обилие электролитов, щелочей, восходящие токи почвенно¬
грунтовой влаги, приводящие к возникновению кор: гипсовых, карбонатных и
кремнистых (опаловых).
Последующие детальные исследования показали, что кремнезем не обнару¬
живает интенсивной миграции [Сидоренко, 1956], а гипсовые и карбонатные коры
являются реликтами древнего гипергенеза [Перельман, 1959]. Геохимия солей в
ландшафте пустыни была изучена В.А. Ковдой [1954]. Первая попытка охаракте¬
ризовать парагенезис новообразованных минералов пустыни произведена В.И.
Поповым и А.Л. Воробьевым [1955]. Следует отметить, что процесс гипергене¬
за интересовал названных авторов в чисто литологическом плане - как первая
стадия формирования пустынно-континентальных формаций. Поэтому в группу
современного (сингенетического) минералообразования были объединены ново¬
образования, имеющие совершенно различный парагенезис. Так, например, объ¬
единение тонкодисперсных минералов с гипсом и кальцитом недопустимо, так
как генезис этих образований совершенно различен.
Обобщим наши данные по изучению гипергенных новообразований.
Среди минеральных новообразований в четвертичных отложениях аридной
зоны наиболее распространены кальцит и гипс. Формирование кальцитовых
новообразований сопровождается процессом метасоматического замещения тон¬
кодисперсной части четвертичных отложений и отчасти обломочных силикатов.
В результате этого процесса часть кремния, алюминия и железа поглощается геле¬
видным криптокристаллическим новообразованным кальцитом, а часть входит в
состав некоторых вторичных силикатов. Гипсовые новообразования кристаллизу¬
ются из водно-ионных растворов и не обнаруживают следов коллоидных и метасо-
матических процессов. Помимо кальцита и гипса, среди гипергенных новообразо¬
ваний широко представлены сульфаты и хлориды кальция, магния и натрия.
92
Гипергенез четвертичного периода
Факт широкого распространения карбонатных и сульфатных новообразо¬
ваний в плиоценово-четвертичных отложениях свидетельствует об устойчивой
обстановке аридного режима на протяжении указанной эпохи. Однако изучение
морфологии новообразований, их геохимических и текстурно-структурных осо¬
бенностей указывает на существенное отличие гипергенеза в плиоценово-нижне-
четвертичном и средне-верхнечетвертичном времени.
Для плиоценово-нижнечетвертичной эпохи характерными эпигенетическими
новообразованиями являются массивные карбонатные стяжения и сплошные го¬
ризонты гипергенного гипса. Изучение этих новообразований позволило устано¬
вить, что их формирование происходило в супераквальных ландшафтно-геохи¬
мических условиях.
Древние гидрогенные новообразования, помимо Южного Казахстана и Сред¬
ней Азии, встречаются в Закавказье, а за рубежом широко распространены в виде
так называемых пустынных кор на Ближнем Востоке, в Греции, Испании, Север¬
ной Африке, Мексике, Техасе (США). На территории современной степной зоны
проявления древнего гидрогенного гипергенеза выражены менее интенсивно, но
распространены также на весьма значительной площади. Здесь мы встречаем
крупные карбонатные конкреции в плиоценовых красных глинах.
Последующий этап гипергенеза характеризуется отмиранием суперакваль¬
ных ландшафтов и глубоким залеганием грунтовых вод на большей части терри¬
тории. Новообразования этого периода представлены дисперсными выделениями
кальцита и кристаллами гипса, мелкими стяжениями и бородчатыми нарастания¬
ми этих минералов на щебне. В супераквальных условиях (в депрессиях рельефа,
на участках выклинивания грунтовых вод) возникают различного рода стяжения
гипса и кальцита вокруг растительных остатков, а также различные водораство¬
римые новообразования (галит, тенардит, астраханит, эпсомит и др.).
Сопоставление эпигенетических проявлений гипергенеза четвертичных отло¬
жений степной и пустынной зон свидетельствует об общей направленности их
образования. Последняя сказывается в близком составе новообразованных мине¬
ралов, в общих чертах морфологии и микроструктурно-текстурных особенностях
новообразований. О близости гипергенеза степной и пустынной зон также гово¬
рит одинаковая эволюция гипергенных процессов от плиоцена до верхнечетвер¬
тичного времени. Поэтому нам представляется, что можно говорить об аридном
типе гипергенеза четвертичных отложений.
Внутри аридного типа обнаруживаются отличительные особенности прояв¬
лений гипергенеза в условиях степной и пустынной зон по составу и морфоло¬
гии новообразований, а также по распределению в них некоторых рассеянных
химических элементов. Так, например, среди новообразований в средне-верхне¬
четвертичных отложениях пустыни преобладает гипс, а в условиях степной зоны
- кальцит; карбонатные новообразования в степной зоне главным образом пред¬
ставлены стяжениями, а в пустынной зоне - дисперсными выделениями и т.д.
Общие и отличительные особенности гипергенеза в степной и пустынной зонах
Глава Ш. Особенности проявлений аридного типа гипергенеза
93
наглядно выступают при сопоставлении типоморфных проявлений эпигенети¬
ческого гипергенного преобразования четвертичных отложений в этих условиях.
Первый опыт установления типоморфных проявлений гипергенеза в степной и
пустынной зонах опубликован нами в 1960 г. В таблице 23 приведен более дора¬
ботанный вариант.
Аналитические данные показывают, что карбонатные новообразования со¬
держат почти все рассеянные химические элементы, которые имеются в четвер¬
тичных отложениях, а гипсовые - значительно меньше. Соотношение содержа¬
ния рассеянных химических элементов в карбонатных новообразованиях близко
к таковому в четвертичных отложениях, что объясняется метасоматическим раз¬
витием карбонатных новообразований, при котором рассеянные элементы чет¬
вертичных отложений “наследуются” новообразованным веществом. В гипсовых
новообразованиях соотношения выдерживаются не между всеми элементами.
Это объясняется тем, что они кристаллизуются в водно-ионной среде, лишь ме¬
ханически захватывая при кристаллизации частицы вмещающей породы. В каче¬
стве примера приведем соотношение некоторых геохимических пар (по данным
более 300 анализов):
Геохимические
пары
Ni: Со
РЬ : Си
V : Си
Четвертичные
отложения
1,4-2
1,3-2,5
1,8-1,9
Карбонатные
новообразования
1,5-2,5
1,8-2,5
1,3-2,8
Гипсовые
новообразования
1
Не определено
1,4-1,8
Абсолютное содержание почти всех рассеянных химических элементов в кар¬
бонатных и гипсовых новообразованиях меньше, чем в четвертичных отложени¬
ях. Исключение составляет лишь стронций, концентрирующийся в этих новооб¬
разованиях. При вычислении отношения геохимических пар мы эмпирически ус¬
тановили особое значение отношения стронция к барию [Добровольский, 1961е].
В общей массе четвертичных отложений аридной зоны отношение стронция к
барию, как правило, равно или больше единицы.
В карбонатных и гипсовых новообразованиях это отношение имеет большую ве¬
личину, причем намечается тенденция его увеличения с возрастанием аридности:
Район
Число
образцов
Отношение Sr:
Ва в карбонатных
новообразованиях
Отношение Sr:Ba в
гипсовых новообразованиях
Северный Казахстан
41
3
5
Южный Казахстан
32
7
25
Ирак и Сирия
16
15
50
Каракумы
5
-
40
Устюрт
12
-
54
Таблица 23
SO
-с^
Типоморфные проявления гипергенеза в четвертичных отложениях аридной зоны
Типоморфное
проявление
Степная зона
Пустынная зона
средне-верхнечетвертичные отложения
плиоценово-
нижнечетвертичные
отложения
средне-верхнечетвертичные
отложения
плиоценово-
нижнечетвертичные
отложения
элювиальные
условия
гипергенеза
гидрогенные
условия
гипергенеза
элювиаль¬
ные условия
гипергенеза
гидрогенные
условия
гипергенеза
Новообразо¬
ванные
минералы
Кальцит,
гипс,
тенардит,
галит
Галит,
тенардит,
мирабилит,
эпсомит,
астраханит,
мельниковит,
гидроокислы железа
Кальцит,
силикаты магния
и железа,
гидроокислы
железа, гипс
Гипс,
кальцит,
тенардит,
галит
Тенардит,
мирабилит,
галит, гипс,
астраханит,
эпсомит,
мельниковит,
гидроокислы
железа
Кальцит,
силикаты магния,
железа, ванадия
идр.,
гипс
Структурные
образования
Дисперсные
выделения,
псевдомицелий,
небольшие
конкреции,
карбонатные
и гипсовые
бородки,
выцветы
Рыхлые скопления
солей,
корки,
выцветы,
желваки
карбонатов,
железомарганцевые
бобовины
Крупные
конкреции
кальцита,
кристаллы и друзы
гипса,
железистые
конкреции и
порошковатые
скопления
Дисперсные
выделения,
редкие
рыхлые
стяжения
гипса,
пленки и
выцветы
Рыхлые
скопления
солей, корки,
выцветы,
землистые
массы,
очень
крупные
кристаллы
гипса
(репетекские
гипсы),
аккырши,
карбонатные
роренштейны
Массивные
стяжения и
сплошные
горизонты
карбонатов.
Горизонты
шестоватого гипса.
В аридных
субтропиках
- пустынные коры
Гипергенез четвертичного периода
таблица 23 {окончание)
Метаколлоидная
Преобладают
Преобладают
Метаколлоид¬
Преобладают
Метаколлоидная
микротекстура
зернистые
метаколлоидные
ная и мелко¬
зернистые
микротекстура
с явлениями
текстуры
текстуры с
зернистая
текстуры
с вялениями
метасоматоза
кристаллизации в
явлениями
микротекстура.
кристаллиза¬
метасоматоза,
(карбонаты).
водно-ионной
метасоматоза.
Дисперсная
ции из водно¬
зернистая текстура
Микро-
Зернистая
среде, а также
Зернистые
часть
ионной
шестоватого гипса
текстуры
текстура
гелевая и
текстуры менее
отложений
среды. Мало
и
сульфатов.
метаколлоидная
распространены
агрегирована
распространена
микро-
Текстура
микроструетура
гелевая и
структуры
дисперсной
метаколлоидная
части -
микротекстура
агрегированная
Отмечена метакинематическая
Отмечена плазменная
микротекстура дисперсной части
(метакинематическая) текстура
отложений
дисперсной части отложений
Микроструктура от аморфной и криптокристаллической до крупностреднекристаллической
Концентрация стронция и иногда молибдена и сульфатных (и отчасти карбонатнызх)
Резкая
новообразований
Небольшая
концентрация
стронция в
шестоватом гипсе.
Рассеянные
химические
элементы
Концентрация в железо-марганцевых
новообразованиях ванадия, меди, свинца,
концентрация
ванадия,
меди, свинца
в железистых
новообразованиях
Концентрация
ванадия, меди,
бария и др.
свинца в
новообразованных
силикатах
Повышенное содержание ряда рассеянных химических элементов в алевритовой части отложений по сравнению с
осадочными известняками и весьма непостоянное содержание этих элементов в более крупных обломках.
Аккумуляция ванадия, галлия и меди в тонкодисперсной части отложений
so
V/»
Глава III. Особенности проявлений аридного типа гипергенеза
96
Гипергенез четвертичного периода
Из приведенных данных видна избирательная аккумуляция стронция в гипсо¬
вых новообразованиях.
Следует подчеркнуть, что аккумуляция стронция гипсом обусловливается ха¬
рактером гипергенеза и не является прямой функцией содержания этого элемента
в коренных породах. Так, например, содержание стронция в покровных четвер¬
тичных отложениях Устюрта в 4-6 раз больше, чем в сарматских известняках.
Рассматривая изменение величины стронций-бариевого отношения в гипсо¬
вых новообразованиях различных районов, можно предположить, что величина
этого отношения, равная п, соответствует гипергенезу в степных ландшафтно¬
геохимических условиях, а величина, равная п* 10, - гипергенезу в условиях пус¬
тыни.
Глава IV
ПРОЯВЛЕНИЯ ГИПЕРГЕНЕЗА
В ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ
ЛЕСНОЙ ЗОНЫ
Формирование четвертичных отложении лесной зоны Русской равнины со¬
вершалось в сложных условиях периодической смены оледенений и межледнико¬
вых эпох. Вещественный состав отложений этой обширной территории обычно
в значительной мере связан с ледниковыми процессами. Наибольшее распро¬
странение имеют отложения собственно ледникового происхождения (моренные,
водно-ледниковые и озерно-ледниковые). Значительную площадь занимают от¬
ложения, образованные в результате переработки и переотложения ледниково¬
го материала. Таковы аллювиальные и покровные отложения, имеющие весьма
сложный и не до конца выясненный генезис.
Петрографические особенности
и химический состав отложений
Сопоставление гранулометрического состава распространенных типов отло¬
жений четвертичного возраста показывает, что эти отложения являются не слу¬
чайной смесью механических обломков, а представляют собой закономерное со¬
четание трех основных групп механических частиц - грубообломочного (валун¬
но-гравелистого) материала, песчано-алевритовых и тонкодисперсных частиц.
В каждом типе отложений соотношение основных групп гранулометрических
частиц будет особым, отличным от других типов.
Для моренных отложений весьма характерны дифференциальные кривые рас¬
пределения частиц по крупности с одним или двумя пиками (рис. 14, а). Изучение
соотношения основных групп обломочных частиц различных разновидностей
морены показывает, что это соотношение является важным генетическим при¬
знаком. Так, например, уменьшение глинистых и пылеватых частиц свидетель¬
ствует о процессах перемывания морены на месте; резкое уменьшение валунно¬
го материала и отсутствие крупных валунов может указывать на переотложение
98
Гипергенез четвертичного периода
Рис. 14. Типичные дифференциальные
кривые гранулометрического состава ледни¬
ковых отложений валдайского оледенения
а - морена, обогащенная валунным ма¬
териалом (У) и с небольшим его количеством
(2); б - озерно-ледниковые отложения Иль¬
менской впадины (У) и ленточные глины Ле¬
нинградской области (2); в - камовые пески
Ленинградской области (У) и зандровые пес¬
ки Псковской области (2)
морены и т.д. Поэтому на выступах
рельефа морена часто обогащена ва¬
лунным материалом по сравнению с
разновидностями морены, залегаю¬
щей в нижней части склонов.
Для озерно-ледниковых отложе¬
ний наиболее характерны ленточные
глины и менее сортированные песча¬
ные глины и суглинки с небольшими
валунами. Последние особенно ти¬
пичны для Новгородского района.
Конфигурация дифференциальных
кривых валунных озерных суглин¬
ков напоминает кривые моренных
суглинков, однако отличается от них
большей четкостью, обусловленной
лучшей сортированностью материа¬
ла (рис. 14, б).
Среди водно-ледниковых отло¬
жений наибольшим распростране¬
нием пользуются пески, как валунные, так и безвалунные. Для гранулометри¬
ческого состава этих отложений характерно отсутствие тонкодисперсных частиц
(рис. 14, в).
В покровных суглинках содержание частиц менее 0,001 мм колеблется в ши¬
роких пределах (от 5 до 30% и более). Содержание фракции 0,01-0,001 мм, час¬
то занимает промежуточное положение между содержанием частиц величиной
0,10-0,01 мм и содержанием частиц меньше микрона, однако в ряде случаев час¬
тицы меньше микрона содержатся в большем количестве, чем частицы величи¬
ной 0,10-0,001 мм. Частицы крупнее мм, как правило, не превышают 1%. Валуны
моренных отложений Валдайского оледенения на Русской равнине представлены
преимущественно обломками неместных пород, содержание которых составляет
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
99
от 60 до 25% от общего числа валунов. Отложения эпохи максимального оледе¬
нения значительно более обогащены обломками осадочных пород Русской рав¬
нины. Работами В.Н. Чирвинского [1914], С.А. Яковлева [1956] и других иссле¬
дователей установлено, что на большей, западной части площади максимального
оледенения в ледниковых отложениях преобладают породы Скандинавии, в севе¬
ро-восточной части - породы Новой Земли и Северного Урала.
Валуны кристаллических пород вюрмской морены обычно находятся в хо¬
рошо сохранившемся состоянии. Явлений интенсивного выветривания не обна¬
ружено. Изучение валунов в прозрачных шлифах под микроскопом показывает,
что даже такие слабоустойчивые в условиях гипергенеза минералы, как биотит
и пироксен, в шлифах имеют совершенно свежий облик. Вторичные минералы,
присутствующие в этих породах (хлориты по биотиту, серицит по плагиоклазам,
пелитовое вещество по калинатровым полевым шпатам и т.п.), по-видимому, об¬
разовались в период нахождения пород на месте их образования.
Степень выветрелости валунов максимального оледенения зависит от их со¬
става. Валуны красновато-бурых шокшинских песчаников прочны и не обнару¬
живают каких-либо явлений гипергенного преобразования ни при визуальном
изучении, ни при просмотре шлифов под микроскопом. Валуны аплитовидных
полевошпатовых пород или амфиболитов менее прочны, легко раскалываются.
В шлифах видно, что полевые шпаты частично пелитизированы, а амфиболиты
содержат тончайшие пленки гидроокислов железа. Случаев резкого изменения
минерального состава валунов под влиянием гипергенных процессов нами не об¬
наружено.
Чрезвычайно важным обстоятельством, которому не придавали ранее долж¬
ного значения, является преобладание окремнелых разновидностей среди валу¬
нов «известняков». Микроскопическое изучение валунов карбонатных пород юга
Подмосковья и востока Калужской области показало, что карбонатная часть этих
обломков почти полностью замещена метаколлоидным халцедоном. Халцедон
псевдоморфно замещает известняки, сохраняя все детали их микроструктуры.
Подобные окремнелые участки и стяжения в большом числе присутствуют в тол¬
ще каменноугольных известняков.
По-видимому, в процессе гипергенного преобразования ледниковых отложе¬
ний в южной части лесной зоны карбонатная часть известняковых валунов была
в значительной степени выщелочена, и сохранились преимущественно обломки,
псевдоморфно замещенные халцедоном. Это явление находится в определенной
связи с длительностью гипергенного преобразования этих валунов.
Опубликованы результаты многочисленных химических анализов четвер¬
тичных отложений. Однако различные цели, которые ставили перед собой ис¬
следователи при анализе, различная методика анализа и пересчета затрудняют
сопоставление этих данных. Для статистической обработки нами были отобраны
достоверные сопоставимые валовые анализы как из материалов автора, так и из
литературы. Аналитические данные пересчитывались на бескарбонаггное прока¬
100
Гипергенез четвертичного периода
ленное вещество. Обработке было подвергнуто 120 валовых анализов валунных
суглинков (морена и частично озерно-ледниковые отложения), 36 анализов флю-
виогляциальных песков и 93 анализа покровных суглинков.
Вариационные кривые, характеризующие частоту встречаемости основных
компонентов валовых анализов отложений вюрмской эпохи, приведены на ри¬
сунках 15 и 16.
Большой интерес представляют вариации содержания так называемой хими¬
чески связанной воды. Закономерная вариационная кривая указывает, что хими¬
чески связанная вода является таким же важным компонентом состава рыхлых
отложений, как и все другие компоненты, определяемые при химическом анализе.
Поэтому мы считаем более правильным расчет химических анализов проводить
не на прокаленную навеску, а на абсолютно сухое вещество. К сожалению, до¬
стоверных определении химически связанной воды весьма немного, поэтому все
Содержание, %
Рис. 15. Характер распределения основных компонентов химического состава моренных
отложений валдайского оледенения Восточно-Европейской равнины
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
101
С о д е р ж а н и е, %
Рис. 16. Распределение некоторых
компонентов химического состава пес¬
чаных отложений верхнечетвертичного
возраста
анализы ми вынуждены были пе¬
ресчитывать на прокаленную на¬
веску. Резкая несимметричность
вариационной кривой обусловле¬
на главным образом различными
методами определения химичес¬
ки связанной воды (прямое опре¬
деление или определение потерь
при прокаливании).
На основании вариационно¬
графических построений среднее
содержание основных компонен¬
тов верхнечетвертичных суглин¬
ков (в вес. %), определенное как мода, выражается следующими значениями (в
расчете на прокаленное бескарбонатное и безгумусовое вещество):
Si02 - 75,0
А1203- 12,5
Fe203-4,5
MgO-1,5
СаО-1,2
К20 - 2,5
Na20- 1,5
Сумма - 98,7
Существенно иная картина наблюдается в химическом составе песчаных вод¬
но-ледниковых отложений. Соотношение магния и кальция в них принципиально
меняется по сравнению с соотношением этих элементов в валунных суглинках.
Если в валунных суглинках MgO преобладает над СаО и вариационная кривая
окиси магния более широкая, то в песчаных отложениях имеет место обратное
явление. Кальция здесь значительно больше, чем магния, и содержание его варь¬
ирует в более широких пределах, чем содержание магния.
Модальные значения содержания основных компонентов химического соста¬
ва флювиогляциальных песков (в вес. %) следующие:
Si02 - 95,0 СаО-0,4
А1203 - 2,5 К20 - недостаточно данных
Fe203 - 0,9 Na20 - недостаточно данных
MgO - 0,1 Сумма - 98,9
102
Гипергенез четвертичного периода
Помимо ясно выраженной связи между гранулометрическим и химическим
составом, в четвертичных отложениях намечается коррелятивная зависимость
между отдельными компонентами. Так, например, довольно отчетливо прояв¬
ляются связи между содержанием химически связанной воды и окисью магния
(рис. 17), которая практически отсутствует по отношению к кальцию.
С о д е р ж а н и е, %
Рис. 17. Соотношение между содержанием химически связанной воды и щелочноземельными
элементами в четвертичных отложениях
Сравнивая распределение кремнезема в покровных и ледниковых суглинках,
можно заметить, что и в тех и в других содержание кремнезема - одного по¬
рядка, хотя покровные суглинки несколько менее кремнеземисты, чем моренные
отложения (рис. 18). Следует отметить, что вариационная кривая глинозема пок¬
ровных и лёссовидных суглинков отличается большей четкостью от подобной
кривой моренных отложении. Распределение железа в покровных и лёссовидных
суглинках лесной зоны напоминает картину, имеющую место в моренных отло¬
жениях, однако содержание железа в покровных суглинках меньше.
Модальные значения компонентов химического анализа покровных суглин¬
ков (в вес. %) в расчете на прокаленное бескарбонатное вещество следующие:
SiO2-74,0 СаО-1,2
А1203 - 12,8 К20 - 2,3
Fe203 - 4,5 Na20 - 1,0
MgO - 1,3 Сумма - 97,1
Заканчивая обзор химизма четвертичных отложении, нельзя не отметить зна¬
чительную близость состава бескарбонатной части покровных суглинков лесной
зоны, с одной стороны, и лёссов и лёссовидных суглинков южной части Русской
равнины, с другой (рис. 19). Модальные значения компонентов химического со¬
става лессовых отложений (в вес. %), рассчитанные по данным 135 валовых ана-
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
ЮЗ
С о д е р ж а н и е, %
Рис. 18. Распределение основных компонентов химического состава в покровных и лёссовидных
суглинках лесной зоны Восточно-Европейской равнины
лизов (в пересчете на бескарбонатное, безгумусовое и прокаленное вещество),
имеют следующие величины:
Si02 - 74,0
А1203 - 12,0
Fe203 - 4,5
MgO-1,0
СаО-2,0
К20 - 2,0
Na20-1,5
Сумма - 97,0
Приведенные величины дают представление о химическом составе покров¬
ных и лёссовидных суглинков всей обширной территории, занятой этими отло¬
жениями. В пределах лесной зоны выделяются районы и области, отличающиеся
химическими особенностями. В частности, суглинки Приуралья отличаются не¬
сколько пониженным содержанием кремнезема и соответственно содержат боль¬
шее количество алюминия, железа, щелочных и щелочноземельных элементов
[Абрамович, 1958].
104
Гипергенез четвертичного периода
С о д е р ж а н и е, %
Рис. 19. Распределение основных компонентов химического состава в лёссах и лёссовидных
суглинках южной половины Восточно-Европейской равнины
Особенности минерального состава
песчано-алевритовой части отложений
В массе четвертичных отложений присутствуют в весьма непостоянном коли¬
честве карбонатные новообразования и обломки известковых пород. Для обеспе¬
чения сопоставимости результатов образцы отложений в процессе подготовки к
гранулометрическому анализу обрабатывались децинормальной соляной кисло¬
той. Поэтому в наших данных минералогического анализа отсутствуют карбона¬
ты.
Как видно из таблицы 24, в мелкообломочной части морены преобладает
кварц, содержание которого уменьшается с увеличением крупности зерен за счет
повышения содержания полевых шпатов и железистых агрегатов. Во фракции
частиц крупнее 3 мм появляются обломки пород, которые, составляют всю массу
обломков крупнее 5 мм. Слюды концентрируются в самых мелких фракциях. Со¬
держание тяжелых минералов невелико (0,8-3,3%). Преобладающим минералом
тяжелой фракции является обыкновенная роговая обманка, наибольшее содер¬
жание которой отвечает обломкам величиной 0,1-0,5 мм. Около 10% в мелких
фракциях составляет гранат, во фракции 0,01-0,10 мм концентрируются рудные
минералы. С увеличением размера частиц до 1 мм и более содержание всех мине¬
ралов резко сокращается - основная масса фракции слагается обломками пород.
Результаты минералогического анализа моренного суглинка, в % от числа зерен4
Таблица 24
Компонент
Величина частиц, мм
0,01-0,10
0,10-0,25
0,25-0,50
0,50-1,0
1-3
3-5
5
Легкая фракция
(в % от веса гранулометрической фракции)
97,5
98,5
99,2
98,2
96,7
100
100
Кварц
70
90
89
80
46
16
-
Полевые шпаты
11
5
5
10
28
46
-
Слюды и слюдистые агрегаты
19
5
1
-
-
-
-
Ожелезненные агрегаты
-
-
5
10
25
13
-
Халцедон
-
-
-
3
1
26
-
Обломки пород
-
-
-
-
-
-
100
Тяжелая фракция
(в % от веса гранулометрической фракции)
2,5
1,5
0,8
1,8
3,3
-
-
Ильменит и магнетит
17
5
2
2
-
-
-
Гётит и гидрогётит
5
6
7
16
20
-
-
Роговая обманка
59
70
69
64
1
-
-
Гранат
9
10
8
6
-
-
-
Биотит
3
5
8
-
-
-
-
Эпидотсодержащие агрегаты
2
3
1
-
-
-
-
Авгит и диопсид
4
3
3
11
-
-
-
Циркон
1
1
Ед. з.
Ед. з.
-
-
-
Рутил
-
Ед. з.
1
1
-
-
-
Сфен
1
1
Ед. з.
-
-
-
-
Ставролит
Ед. з.
Ед .з
1
Ед. з.
-
-
-
Дистен
1
1
Ед. з.
Ед. з.
-
-
-
Ортит
-
Ед. з.
-
-
-
-
-
Обломки пород
-
-
-
-
80
-
-
Образец 62-130 (к северо-западу от г. Тверь, глубина 210 см).
о
Глава IV Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
о
Os
Результаты минералогического анализа покровного суглинка, в % от числа зерен'
Таблица 25
Компонент
Величина частиц, мм
0,01-0,10
0,10-0,25
0,25-0,50
0,50-1,0
1-2
2
Легкая фракция
(в % от веса гранулометрической фракции)
99,3
99,2
99,5
97,9
100
Не обн.
Кварц
80
75
89
73
45
-
Полевые шпаты
15
6
3
4
10
-
Слюды и слюдистые агрегаты
2
14
-
-
-
-
Слюдисто-кремнистые агрегаты
1
-
-
-
-
-
Железистые и железо-марганцевые
3
5
8
23
45
агрегаты
Тяяселая фракция
(в % от веса гранулометрической фракции)
0,7
0,8
0,5
2,1
-
-
Ильменит и магнетит
30
3
2
-
-
-
Гидрогетит и гематит
55
90
94
100
-
-
Роговая обманка
2
3
Ед. з.
-
-
-
Гранат
3
1
-
-
-
-
Эпидот и агрегаты эпидот-цоизита
1
Ед. з.
2
-
-
-
Циркон
4
1
Ед. з.
-
-
-
Рутил
1
1
2
-
-
-
Турмалин
-
Ед. з.
-
-
-
-
Дистен
2
1
-
-
-
-
Лейкоксен
1
-
-
-
-
-
Сфен
1
-
-
-
-
-
Образец 62-18 (г. Владимир, глубина 150 см).
Гипергенез четвертичного периода
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
107
Близкая картина минерального состава наблюдается в озерно-ледниковых ва¬
лунных суглинках и в зандровых песках, а также в покровных суглинках различ¬
ных районов (табл. 25).
На основании 49 минералогических анализов фракции 0,01-0,25 мм лессо¬
видных суглинков Белоруссии, приведенных К.И. Лукашевым [1961], мы попы¬
тались представить распределение содержания кварца, полевых шпатов и акцес¬
сорных минералов - эпидота и роговой обманки (рис. 20,21). Характер распреде¬
ления полевых шпатов показывает, что преобладают образцы с содержанием этих
минералов около 20-25% от фракции 0,01-0,25 мм.
Вариационная кривая кварца менее собранная. Следовательно, в алеврито¬
песчаной части белорусских лёссовидных суглинков кварц содержится преиму¬
щественно в количестве 70-80%. Резко несимметричный характер кривых эпидо¬
та и роговой обманки не поддается объяснению (см. рис. 21). Можно лишь отме¬
тить, что оба эти минерала в песчано-алевритовой части лёссовидных отложений
содержатся в близком количестве, хотя содержание роговой обманки несколько
преобладает.
Сравнивая наши данные с результатами минералогического изучения песча¬
но-алевритовой части верхнечетвертичных моренных и водно-ледниковых от¬
ложений северной части Русской равнины других авторов, можно отметить их
достаточно хорошую сходимость [Роде, 1937, 1938; Герасимов, Шукевич, 1939;
Щукевич, 1948, 1952; Охотин, Мазуров, 1951; Седлецкий, Ананьев, Куценко,
Рис. 20. Вариации содержания
полевых шпатов (/) и кварца (2) во
фракции (0,01-0,25 мм) покровных
лёссовидных суглинков Белоруссии
Рис. 21. Вариации содержания роговой обманки
(/) и эпидота (2) в тяжелой фракции (0,01-0,25 мм)
покровных лёссовидных суглинков Белоруссии
108
Гипергенез четвертичного периода
1955; Вишняков, 1958; Кагнер, 1959; Морозов, 1962; и др.]. Близкий состав отло¬
жений, естественно, допускает некоторые отклонения в различных районах. На
соотношение обломочных минералов в морене сильно влияет примесь обломков
местных пород. Так, в ряде районов Прибалтики морена значительно обогащена
обломками силурийских и ордовикских карбонатных пород.
Обобщив наши данные и данные других авторов [Глинка, 1900; Казаков, 1935,
1939; Щукевич, 1948; Морозов, 1951; Поляков, 1960; Рябченков, 1961; Лукашев,
1961; Самодуров, 1963; и др.], можно сделать некоторые выводы по минерально¬
му составу алевритовой части покровных и лёссовидных суглинков лесной зоны
Восточно-Европейской равнины.
Минеральный состав покровных и лёссовидных суглинков центрального
района Восточно-Европейской равнины и Белоруссии весьма близок. Постоян¬
но присутствуют породообразующие минералы - кварц и полевые шпаты. Среди
минералов тяжелой фракции (помимо значительного, но непостоянного количе¬
ства минералов группы гидроокислов железа) преобладают ильменит, роговая
обманка, гранат, минералы группы эпидота.
По направлению на восток, к Уралу, содержание роговой обманки и граната
уменьшается, а минералов эпидотовой группы - увеличивается. В суглинках за¬
падного склона Урала содержание минералов эпидотовой группы настолько уве¬
личивается, что они приобретают значение породообразующих.
Сопоставляя состав покровных и лёссовидных суглинков, залегающих на лед¬
никовых отложениях рисского времени, можно заключить, что по направлению с
севера на юг резкого изменения минерального состава алевритовой части не про¬
исходит, хотя ясно намечается тенденция к уменьшению в южном направлении
содержания роговой обманки и граната и повышению содержания ильменита и
минералов группы эпидота.
Большой интерес представляет изучение соотношения минерального состава
междуречных отложений и аллювия рек, поскольку оно отражает процесс даль¬
нейшей геохимической дифференциации рыхлых отложений.
В качестве примера рассмотрим соотношение минерального состава обло¬
мочной части междуречных и аллювиальных отложений среднего течения Оки
в районе г. Тарусы (Калужская область). Четвертичные отложения междуречий
представлены покровными суглинками и их склоновыми дериватами, в гра¬
нулометрическом составе которых преобладают частицы величиной от 0,1 до
0,01 мм. В современных аллювиальных отложениях превалируют частицы круп¬
нее 0,1 мм. Минеральный состав, так же как и гранулометрический, свидетель¬
ствует о тесной взаимосвязи отложений междуречий и речных долин.
Минералы обломочной части четвертичных отложений описываемого района
образуют определенные ассоциации, соответствующие аллювиальным или меж¬
дуречным отложениям. Это происходит благодаря избирательному накоплению
различных минералов в составе определенной гранулометрической фракции.
В результате важнейшим формам рельефа соответствуют определенные ассоциа-
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
109
Поле меедуречных отложений Поле аллювиальных отложений
Величина частиц, мм
Рис. 22. Распределение породообразующих компонентов минерального состава по распростра¬
ненным типам четвертичных отложений района среднего течения Оки
/ - обломки кремня; 2 - кварц; 3 - полевые шпаты; 4 - тонкодисперсные гидрослюды
ции обломочных минералов, что наглядно иллюстрируется графиком совмещен¬
ных кривых распределения породообразующих компонентов минерального со¬
става четвертичных отложений этого района (рис. 22).
Выявленная зависимость минеральных ассоциаций от форм рельефа проявля¬
ется и в других районах.
Тонкодисперсная часть четвертичных отложений
Фракция частиц менее микрона в моренных отложениях обычно содержит¬
ся в количестве 10-15%, хотя в отдельных разновидностях понижается до 1% и
увеличивается до 20-30%. Содержание частиц менее микрона в озерно-леднико¬
вых отложениях значительно больше. В ленточных глинах фракция частиц менее
микрона обычно составляет 40-60%, достигая в отдельных образцах 80 и 90%.
Содержание тонкодисперсной части в покровных и лёссовидных суглинках
лесной зоны довольно непостоянное и, по-видимому, меняется в зависимости от
условий формирования этих отложений в конкретных районах. Так, например, в
лёссовидных суглинках Калининской области содержание фракции менее микро¬
на колеблется от 4 до 15% [Морозов, 1939], в покровных суглинках Подмосковья
- от 8 до 18% [Поляков, I960], в лёссовидных суглинках Белоруссии - от 6 до 15%
[Самодуров, 1963]. Согласно результатам наших исследований, содержание час¬
тиц менее микрона в покровных суглинках колеблется от 6 до 30%, причем более
глинистые разности покровных суглинков часто встречаются в Приуралье.
Рентгеноструктурный анализ фракции менее 0,001 мм, выделенной из лед¬
никовых отложений валдайской эпохи и покровных суглинков лесной зоны, вы¬
полнен в Почвенном институте им. В.В. Докучаева. Установлено, что среди вы¬
сокодисперсных частиц преобладает компонент с отражением от плоскости (001)
по
Гипергенез четвертичного периода
около 10 А, которое не изменяется при насыщении этиленгликолем и нагревании
до 500°С. Это дает основание предполагать, что в анализированных фракциях до¬
минируют высокодисперсные слюды и смешанослойные образования. В виде при¬
меси обнаружены по слабым отражениям около 7 А минералы группы каолинита.
Особое внимание должно быть уделено составу покровных суглинков по при¬
чине того, что они слагают поверхность междуречных пространств и в силу этого
перекрывают большую часть территории зоны подтаежных лесов Восточно-Ев¬
ропейской равнины.
Полученные данные о минералогическом составе высокодисперсного вещес¬
тва покровных суглинков хорошо согласуется с результатами изучения его хими¬
ческого состава (табл. 26).
Выводы рентгеноструктурного анализа о трехслойной кристаллохимической
структуре тонкодисперсных минералов покровных суглинков позволяют произ¬
вести расчет кристаллохимической формулы согласно В.С. Соболеву [1949]. По¬
лученные кристаллохимические формулы имеют следующий вид (сорбирован¬
ная вода формулами не учитывается):
Образец 59-7
[^0,20^а0,02^а0,15(^3®\>,б I ] 0,98’ [^8о,37^е<>,53^ 1,16^ 1,94’ (^^2,03 *3,18^*0.12^0,70^1 о]
Образец 60-101
[K0.l8Na0.02Ca0.06(H3°)0.75],.0r [Mgo.35Feo,48AlI.J..9l’ (ОН).,9з’ [Si3,30TiO.OJAI0.650.o]
Образец 60-129
[^0.20^аО,02^аО,Ю^З^)о,67]о,99* [^8<),35^е<),52^1.07]|.94’ ^^1,95* [^Ч.З<Л\о5^0,65®1(>]'
Таблица 26
Химический анализ фракции менее 0,001 мм междуречных покровных суглинков
района среднего течения Оки (аналитик Ю.И. Добрицкая)
Компонент
Содержание, вес. %
Молекулярные
количества
Молекулярные
отношения
1
11
III
I
II
III
I
II
III
Si02
44,4
45,88
46,24
0,740
0,764
0,770
3,46
3,62
3,83
Ti02
2,29
1,23
1,14
0,028
0,015
0,014
0,13
0,07
0,07
ai2o3
21,84
21,57
21,62
0,214
0,211
0,201
1,00
1,00
1,00
Fe203
9,46
10,40
10,00
0,059
0,065
0,065
0,27
0,31
0,31
MgO
3,47
3,34
3,34
0,087
0,083
0,083
0,40
0,39
0,42
CaO
2,02
0,81
1,44
0,036
0,014
0,024
0,17
0,07
0,11
K20
2,29
1,93
2,24
0,024
0,020
0,023
0,11
0,10
0,11
Na20
0,21
0,17
0,19
0,003
0,003
0,003
0,01
0,01
0,01
П.П.П.
15,92
15,20
15,40
0,084
0,856
0,856
4,13
4,00
4,25
Сумма
100,51
100,53
100,61
Влажность
7,84
8,16
7,20
0,449
0,391
0,456
2,10
1,90
2,26
I - покровный суглинок приводораздельного склона (образец 59-7); II - покровный суглинок
водораздельного плато (образец 60-101); III - покровный суглинок водораздельного плато (образец
60-129).
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
111
При гипергенезе в условиях лесной зоны тонкодисперсные частицы приоб¬
ретают подвижность и мигрируют с нисходящим током гравитационных вод в
виде тонких суспензий. Мелкочешуйчатые дисперсные силикаты осаждаются на
базальную плоскость (001). В результате в поляризованном свете обнаруживает¬
ся суммарный эффект двупреломления одинаково ориентированных мельчайших
кристаллических индивидов. Этот факт хорошо известен и используется минера¬
логами для определения меньшего показателя преломления дисперсных глинис¬
тых минералов [Викулова, 1952].
В суглинках фильтрация приурочена к трещинкам между структурными от¬
дельностями, порам, корневым ходам. Поэтому ограничения струюурных отде¬
льностей и внутренняя поверхность пор и корневых ходов выстлана ориентиро¬
ванно осевшими тонкодисперсными частицами, вынесенными из верхних уча¬
стков суглинков.
Глинистые пленки давно привлекали внимание исследователей. Химический
состав пленок [Геммерлинг, 1922; Морозов, 1938; Парфенова, 1956] весьма близок
к составу тонкодисперсной части покровных отложений. В. Кубиеной [Kubiena,
1960] было показано, что эти микроморфологические образования являются ти-
поморфным структурным признаком гипергенеза в гумидных условиях. В СССР
детальное изучение микроморфологии высокодисперсных глинистых минералов
было начато Н.Г. Минашиной [1958], Е.И. Парфеновой [1956]; Е.А. Яриловой и
Е.И. Парфеновой [1957] и продолжено рядом других исследователей.
Благодаря суммарному двупреломлению тонкодисперсные частицы получи¬
ли наименование “оптически ориентированных глин”, “поляризующей глины” и
т.д. Эти термины не совсем удачны, так как они отражают только одно свойство
(и притом не самое важное) тонкодисперсных слоистых силикатов. Правильнее
говорить о метаки нематической микротекстуре высокодисперсных силикатов.
Метакинематическая микротекстура тонкодисперсных слоистых силикатов
широко распространена в четвертичных суглинках лесной зоны.
Эпигенетические проявления гипергенеза
В четвертичных суглинках повсеместно обнаруживаются железистые ново¬
образования. Часть их морфологически хорошо выражена в виде конкреций и
стяжений различной формы, часть представлена мелкими выделениями, не раз¬
личимыми невооруженным глазом. Железистые новообразования также весьма
распространены в песках, где они имеют форму пропластков, линз и гнезд.
Судя по результатам гранулометрического анализа, в покровных суглинках
наиболее распространены конкреции величиной 0,25-0,5 мм. Интересно, что в
европейских лёссах железо-марганцевые конкреции имеют такую же величину.
По данным Ф. Шеффера, Б. Мейера и Э. Калька [Scheffer et al., 1958], в лёссах
112
Гипергенез четвертичного периода
Нижней Саксонии в наибольшем количестве содержатся железо-марганцевые
конкреции величиной 0,02-0,2 мм.
В изломе конкреций заметно их концентрически-зональное строение. Отде¬
льные концентры более плотны и имеют более густую окраску. В центральной
части конкреции нередко имеется пустота или более рыхло сложенный материал.
Концентрическое строение конкреций связано с неравномерным распределением
новообразованного вещества. Формирование железистых конкреций совершает¬
ся в результате метасоматического замещения дисперсных компонентов суглин¬
ков новообразованным веществом. В шлифах с ненарушенной структурой мож¬
но проследить все стадии образования и развития конкреций. В полированных
шлифах хорошо видно, что новообразованный гидрогётит энергично замещает
тонкодисперсную массу рыхлых отложений и иногда корродирует обломочные
минералы.
Железо мигрирует в поверхностных водах описываемой территории обычно
в количестве 0,1-1,0 мг/л. Это относится как к речным, так и к озерным водам.
Произведенная нами статистическая обработка многочисленных анализов реч¬
ных и озерных вод показывает, что число проб воды с содержанием железа от 0,1
до 1,0 мг/л составляет 79-80% от всего числа проб независимо от времени года.
На этом фоне выделяются болотные воды, содержащие железо в значительно
большем количестве, а также воды рек, дренирующих пониженные заболоченные
пространства. Например, в воде р. Шексны содержание железа колеблется от 0,5
до 1,7 мг/л, а в воде р. Мологи - от 2,1 до 6,0 мг/л.
Зная содержание железа в воде, водосборную площадь и годовой расход воды,
можно получить представление о массе железа, мигрирующего с речными водами
за пределы ландшафтов междуречий. Наши расчеты показывают, что эта величи¬
на составляет обычно десятки килограммов и единицы центнеров железа с 1 км2
площади. Так, например, в бассейне верхнего течения р. Онеги железо выносится
в количестве 20-30 кг с 1 км2, а в бассейне р. Меты - около 100 кг с 1 км2.
Мигрирующее с междуречных площадей железо аккумулируется в супера-
квапьных ландшафтно-геохимических обстановках в виде трубчатых стяжений
вокруг корневых ходов и отмерших корней растений. Диаметр трубчатых стя¬
жений составляет обычно от 0,5 до 1-3 см, длина 3-8 см. Материал, слагающий
трубчатые стяжения, представляет собой интенсивно ожелезненную суглинистую
массу. Текстура стяжений определяется наличием различной степени ожелезнен-
ных зон, располагающихся вокруг центрального канала. Суглинки, содержащие
описываемые образования, имеют резкие признаки оглеевания. Так, например, в
районе г. Тарусы на высокой террасе правого берега р. Оки можно видеть следу¬
ющий разрез:
0-6 см. Гумусовый (А) горизонт дерново-подзолистой почвы серого цвета, мелкоком¬
коватой структуры, переплетенный корнями трав.
6-17 см. Оподзоленный (А2В) горизонт почвы серовато-бурого цвета с неяснолисто¬
ватой структурой и неровной, языковатой нижней границей.
Глава IV Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
113
17-91 см. Горизонт вмывания (В) почвы коричнево-бурого цвета, ореховатой струк¬
туры, укрупняющейся книзу; по трещинам налеты кремнеземистой присыпки,
внутри структурных отдельностей имеются точечные стяжения гидроокислов
железа и марганца.
94 -135 см. Покровный суглинок бурого цвета с призматической структурой.
135-278 см. Валунный суглинок красновато-бурого цвета, внизу голубовато-серые
пятна и трубчатые железистые конкреции (роренштейны).
278-310 см. Косослоистые ожелезненные пески; далее вниз осыпь.
Трубчатые стяжения, по-видимому, формируются в результате диффузии кис¬
лорода, поступающего по корневым остаткам в закисную среду насыщенного во¬
дой суглинка. Гидроокислы железа осаждаются, образуя чехол вокруг корневых
остатков. В процессе диффузии наблюдаются явления ритмического обогащения
золей гидроокиси железа, что проявляется в концентрическом распределении зон
сильного ожелезнения.
По мнению Д. Шредера и У. Швертмана [Schroeder, Schwertmann, 1955], обра¬
зование окисножелезистых трубчатых стяжений происходит в результате жизне¬
деятельности корней растений. Нам это предположение представляется непра¬
вильным, так как в результате жизнедеятельности корней растений и связанных с
ними микроорганизмов прикорневое пространство обогащается не кислородом,
а углекислым газом. Поэтому вокруг живых корней обычно наблюдаются участ¬
ки сизоватого цвета, свидетельствующие о процессах оглеения. Образование же
гидроокисных соединений наблюдается исключительно вокруг отмерших корней
и их остатков.
Следует отметить, что окисножелезистые трубчатые стяжения являются весь¬
ма широко распространенным новообразованием лесной зоны. Они впервые
описаны в конце прошлого века в восточных районах Германии [Potonie, 1899] и
изучены в 1911 г. в Венгрии [Глинка, 1932], Германии [Genitz, 1912], Финляндии
[Frosterus, 1913] и Казанском Поволжье [Кротов, 1924]. В. Оле [ОЫе, 1934] для
этих образований предложил термин “роренштейны”.
Для субаквальных условий характерной формой железистых и марганцовых
новообразований являются озерные и болотные руды.
Болотные руды столь же типичны для южной части лесной зоны, как озерные
железо-марганцевые руды для северной тайги. При наличии многих общих черт
болотные руды четко отличаются от озерных. Они представляют собой непра¬
вильной формы стяжения, линзовидные шлаковидные скопления или короткие
пропластки ржаво-бурого, часто почти черного цвета.
В составе болотных руд наряду с гидрогётитом в большом количестве содер¬
жатся гели окиси железа, глинозема и кремнекислоты. Недавнее гелевидное со¬
стояние весьма характерно для этих руд и проявляется в их микроморфологичес-
ких особенностях.
Текстура болотных руд ноздреватоячеистая, часто оолитоподобная. Однако в
отличие от озерных руд в болотных рудах развиты не оолиты с концентрическим
114
Гипергенез четвертичного триода
строением, а округлые стяжения, характерной особенностью которых являются
радиальные трещины синерезиса. Для болотных руд весьма типичны метаколло-
идные микротекстуры новообразованных минералов. Характерны псевдоморф-
ные замещения гидрогётита по древесным остаткам.
В пределах Мещерской низменности скопления болотной руды широко рас¬
пространены. Они известны от Подмосковья (район Купавны Ногинского района
Московской области) до Рязани (с. Аграфенина Пустынь).
Наряду с болотными рудами в Солотченском районе Рязанской области нами
обнаружены захороненные озерные руды, по своим микроморфологическим осо¬
бенностям не. отличающиеся от современных озерных руд Карелии. Текстура
этих руд оолитовая; оолиты обычно имеют в центре обломочный кварц и концен¬
трическое строение. Кварц энергично замещается новообразованным гидрогё-
титом.
В массе железистых новообразований наряду с минералами группы гидро¬
окислов железа присутствуют дисперсные мелкочешуйчатые силикаты железа.
В иммерсионных препаратах чешуйки этого минерала имеют желто-оранжевый
или ржавый цвет. Большая часть силикатов аморфна. Плеохроизм заметен в двуп-
реломляющих чешуйках. Светопреломление колеблется и следующих пределах:
Nut - 1,630-1,715; двупреломление имеет величину порядка 0,030-0,040. Под
действием крепкой соляной кислоты чешуйки обесцвечиваются. Двупреломля-
ющие разности, по-видимому, относятся к минералам группы ферригаллуазита,
аморфные - к минералам типа железистых аллофаноидов.
При выяснении химического состава новообразований важно получить пред¬
ставление о содержании и составе собственно новообразованного вещества, а
также содержании и составе частиц четвертичных отложений, сцементированных
новообразованным веществом. К решению этого вопроса можно приблизиться
посредством рационального анализа, результаты которого приведены в таблицах
27 и 28.
Как видно из результатов анализа, основная часть новообразованного веще¬
ства представлена минералами группы гидроокислов железа (солянокислая вы¬
тяжка + вторая содовая вытяжка). Содержание опалового вещества, извлекаемого
первой содовой вытяжкой, ничтожно. Чтобы сопоставить полученные результа¬
ты, необходимо аналитические данные пересчитать на 100% новообразованного
вещества, исключив влияние нерастворимого остатка. Итоги пересчета приведе¬
ны в таблице 29.
Рассматривая результаты пересчета, нельзя не обратить внимание на весьма
близкий химический состав железистых новообразований Мещеры (болотные,
руды и стяжения в песках), несмотря на их морфологическое отличие. Заслу¬
живает внимания тот факт, что наряду с окисью железа (65-67%) присутствует
значительное количество кремнезема (3,91-5,71%) и глинозема (10,78-12,07% от
новообразованной массы). По-видимому, в состав новообразованных минералов
гидроокиси входят в качестве примеси окись алюминия и кремнезем. Присут-
Глава IV Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
115
Таблица 27
Результаты рационального анализа железистых новообразований,
в % от воздушно-сухой пробы (аналитик А.Н. Поляков)
Компонент
Образец 59-142
Образец 59-151
Образец 59-158
Образец 59-
163а
Определения в отдельных навесках
Гигроскопическая
10,53
10,53
1,94
1,94
влага
П.п.п.
12,75
12,75
4,89
4,89
Сумма
23,28
23,28
6,83
6,83
10%-ая содовая вытяжка (I)
Si02
0,03
0,03
0,08
0,06
А1А
Не обн.
Не обн.
0,21
0,12
Ре2°3
Не обн.
Не обн.
Сл.
Сл.
10%-ая
солянокислая вытяжка
Si02
1,85
1,93
0,75
0,75
AljOj
7,70
8,55
2,76
3,06
FeA
47,80
46,75
18,04
18,04
CaO
Сл.
Сл.
Сл.
Сл.
MgO
-
-
0,03
0,03
K20
57,38
57,26
21,59
21,92
10%-ая содовая вытяжка (11)
Si02 | 0,92 | 0,88 | 0,80 | 0,73
Прокаленный остаток
Si02
13,25
13,25
-
63,85
а,2°з
1,43
1,79
-
4,48
FeA
0,83
0,81
-
0,40
СаО
0,30
0,24
-
-
MgO
0,51
0,49
-
0,22
Сумма
16,32
16,58
-
68,95
Общая сумма
97,93
98,03
-
98,61
Образцы 61-300 и 61-300-а- болотная руда из Мещеры (с. Аграфенина Пустынь, Рязанская обл.).
Образцы 62-9 и 62-9-а - плотные стяжения из древнеаллювиальных песков Мещеры (водораздел, в
10 км к западу от дер. Киржач, Владимирская обл.).
ствие окиси алюминия не может быть объяснено частичным растворением тон¬
кодисперсных частиц четвертичных отложений, так как в последних имеет место
резкое преобладание кремнезема над глиноземом.
Рассчитав на 100% нерастворимую в вытяжках часть новообразований (про¬
каленный остаток), мы получим представление о составе обломочного матери¬
ала, находящегося в железистых новообразованиях. Расчеты показывают, что
состав нерастворимого остатка соответствует химическому составу слабоглинис¬
тых песков. Высокое содержание кремнезема и несколько пониженное содержа¬
ние глинозема, по-видимому, объясняется тем, что новообразованные минералы
метасоматически замещают тонкодисперсную массу четвертичных отложений,
116
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 28
Результаты рационального анализа железистых новообразований из покровных суглинков
(аналитики Ю.И. Добрицкая и А.Н. Поляков)
Компонент
Роренштейны из водораздельных
покровных суглинков
(г. Таруса Калужской обл.)
Роренштейны из покровных
суглинков надпойменной
террасы р. Камы
(дер. Оханье Пермской обл.)
Гигроскопическая влага
-
4,82
П.п.п.
6,5
10%-ая содовая вытяжка (I
5,91
Si02
0,10
0,05
А1203
0,14
0,22
ре2°з
0,47
Сл.
10%-ая солянокислая вытяжка
Si02
0,42
0,60
А,А
3,06
3,28
27,18
14,52
МпО
0,07
-
СаО
1,23
0,54
MgO
0,54
0,19
к2о
0,10
0,12
Na,0
1,28
-
10%-ая содовая вытяжка (11)
Si02
1,50
4,34
Нерастворимый остаток
57,30
62,10
Сумма
99,89
96,71
Таблица 29
Состав новообразованного вещества железистых новообразований, вес. %
Роренштейны
Компонент
образец
61-300
образец
61-300-а
образец
62-9
образец
62-9-а
г. Таруса
дер.
Оханье
Si02
3,94
4,00
5,71
5,59
4,70
16,76
А,А
10,83
12,07
10,78
11,46
7,53
11,75
Fe203
67,25
65,92
65,51
65,07
65,07
48,78
СаО
Сл.
Сл.
Сл.
Сл.
2,90
1,81
MgO
-
-
0,10
0,10
1,27
0,64
к2о
0,04
0,04
0,14
0,14
0,23
0,40
Na20
-
-
-
-
3,01
-
П.п.п.
17,94
17,97
17,76
17,64
15,29
19,86
Сумма
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
способствуя избирательному накоплению и нерастворимом остатке песчаных и
алевритовых частиц.
Марганцевые новообразования столь же разнообразны, как и железистые, од¬
нако содержатся в меньшем количестве.
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
117
В прозрачных шлифах заметно замещение новообразованными гидроокис¬
лами марганца дисперсных силикатов. В полированных шлифах, особенно при
увеличении порядка 200 раз и более, видна резкая коррозия обломочных ми¬
нералов, в том числе кварца, гидроокислами марганца При этом, как правило,
между корродированной поверхностью кварца и плотными новообразованиями
пиролюзита располагаются порошковатые скопления вада. Для марганцовых но¬
вообразований, так же как и для железистых, весьма характерна метаколлоидная
микротекстура. Это обстоятельство, а также криптокристалличность и оптиче¬
ская аморфность марганцовых новообразований указывают на широкое распро¬
странение коллоидных явлений при их формировании.
Новообразованиями, весьма характерными для супераквальных ландшафт¬
но-геохимических обстановок, являются минералы фосфатов железа. При внима¬
тельном обследовании эти минералы можно обнаружить почти в каждом крупном
низинном торфяном болоте. Согласно данным Торфяного фонда, известны мно¬
гочисленные точки обнаружения фосфатов железа. Вивианит как чисто закисный
фосфат находится ниже грунтовых вод. Минерал имеет светло-серый цвет, на
воздухе быстро синеет из-за частичного окисления закисного железа и переходит
в минерал бета-корченит. Показатели преломления бета-корченита из Брасовско-
го совхоза Брянской области следующие: Ng'=l,634 (±0,003); Np-1,582 (±0,003);
Ng'-Np-0,052. Плеохроизм резкий - от синего до светло-буроватого.
Г.П. Бушинский [1946] детально исследовал минеральные новообразования
болот Белоруссии и установил широкое распространение закисно-окисных фос¬
фатов железа. Синие разновидности фосфатов он определил как альфа-корченит,
а продукт полного окисления железа в фосфатах отнес к минералу пициту. Фос¬
фаты закиси железа в болотах Белоруссии находятся в ассоциации с сидеритом и
родохрозитом.
Вивианит и минералы - продукты его стадийного окисления - часто встре¬
чаются в супераквальных ландшафтно-геохимических обстановках лесной зоны
умеренного климата. Согласно Ф. Зенфту [Senft, 1869] и А. Гэртнеру [Gartner,
1897], минералы этой группы обнаружены в Северогерманской низменности, Бо¬
гемии, Штейермарке, Нидерландах. В аналогичных условиях вивианит встреча¬
ется в лесной зоне Канады и США [Bureau, 1956]. Вивианит в аллювии Казанско¬
го Поволжья изучен Б.П. Кротовым [1924].
Весьма важный вопрос представляет карбонатность ледниковых отложений.
Ледниковые суглинки вюрмской эпохи обычно карбонатны. Значительное содер¬
жание обломочных карбонатов в моренных отложениях свидетельствует об от¬
носительной молодости этих отложений. Следует иметь и виду, что в результате
почвообразовании происходит усиленное удаление карбонатов из моренной тол¬
щи, поэтому карбонатность обнаруживается только в горизонте С, за пределами
почвенного профиля.
Содержание карбоната кальция в моренных суглинках тесно связано с соста¬
вом коренных пород. На площади развития глинистых отложении кембрия море¬
118
Гипергенез четвертичного периода
на часто лишена карбонатов; южнее, на площади распространения известняков
силура и карбона, она обогащается карбонатами. Здесь содержание их обычно
составляет 5-12%.
По данным С.С. Морозова [1962], среднее содержание карбонатов в глинистой
морене Северо-Запада европейской части СССР составляет 10,24%. Для северо-
восточной части территории (верхнечетвертичные отложения) также характерна
карбонатность морены. Высокая карбонатность морены повсеместно отмечается
также, в Западной Европе и Северной Америке. По определениям К. Веннера с
соавторами [Wenner et al., 1961], содержание карбоната кальция в висконсинской
морене штата Огайо (США) составляет в среднем 10-50% от веса породы.
Анализ распределения содержания карбонатов в моренных отложениях
затруднителен ввиду того, что обычно при валовых анализах не определяется С02.
Высокое содержание СаО (более 3-4%) и частично MgO обусловлено при¬
сутствием обломков известняков (и отчасти доломитов). Из анализов, приложен¬
ных к работам А.А. Роде [1937], С.С. Морозова [1939] и С.С. Полякова [1956], мы
использовали 61 анализ морены с определением С02. При этом обнаружилось,
что более чем 40% проанализированных проб не содержали карбонатов. Возмож¬
но, это определяется тем, что образцы были взяты преимущественно из верхней,
выщелоченной части морены. Модальные значения содержания карбонатов в мо¬
рене порядка 5-7%. В нижних горизонтах морены содержание карбонатов будет
несколько большим.
В процессе перемывания кислыми кодами происходит энергичное растворе¬
ние карбонатов. В результате перемытая, переотложенная морена бескарбонат-
на или содержит незначительное количество карбонатов. Это же характерно для
водно-ледниковых песков. Суглинистые озерно-ледниковые отложения, наобо¬
рот, часто отличаются повышенным содержанием карбонатов. Особенно это от¬
носится к ленточным глинам, где в ряде мест отмечается более 20% карбонатов.
Это связано с гипергенным преобразованием ледниковых отложений. Депрессии,
в которых происходило формирование озерно-ледниковых отложений, дрениро¬
вали окружающую равнинную территорию. Воды, промывающие морену и вы¬
носящие водорастворимые соединения, концентрировались в толще озерно-лед¬
никовых отложений. В этих своеобразных условиях из пересыщенных растворов
происходило образование карбонатных стяжений, столь характерных для ленточ¬
ных глин Северо-Запада европейской части России и Прибалтики.
Процесс формирования карбонатных новообразовании в условиях подчинен¬
ных ландшафтов имеет широкое распространение при гипергенезе ледниковых
отложений вюрмской эпохи. М. Сальми [Salmi, 1959] исследовал условия генези¬
са крупных карбонатных конкреции, известных в Южной Финляндии под назва¬
нием “камней Иматры”. Установлено, что формирование этих новообразований
совершалось в ледниковом озере Конивеси вблизи края ледника.
На участках распространения морены, обогащенной другими относительно
растворимыми соединениями, происходил вынос этих соединений и в сопря¬
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
119
женных супераквальных участках возникали другие новообразования. Так, на¬
пример, М.Н. Кагнером [19S9] описаны конкреции гипса диаметром до 5-0 см в
ленточных глинах. Эти конкреции возникли вследствие выщелачивания морены,
обогащенной терригенным материалом гипсоносных девонских пород.
Создается впечатление о гидрогенной аккумуляции кальция как о характер¬
ном эпигенетическом процессе гипергенеза четвертичных отложений вюрмской
эпохи. Специфичность этого процесса подчеркивается тем обстоятельством, что
в настоящее время формирование карбонатных новообразований в подчиненных
ландшафтах Северо-Запада совершается в весьма небольшом масштабе. При¬
чины этого неясны. По мнению Н.В. Корде [1958], это объясняется эволюцией
растительных и животных организмов, населяющих суб- и супераквальные лан¬
дшафты. Не отрицая важной роли организмов для аккумуляции карбонатов как
регуляторов режима углекислоты, мы считаем, что энергичное формирование
известковых аккумуляций в подчиненных ландшафтах, безусловно, связано с из¬
влечением наиболее подвижной части кальция из ледниковых отложений.
В покровных суглинках склонов и надпойменных террас часто обнаружива¬
ются карбонатные новообразования, напоминающие таковые в аридной зоне, но
возникновение которых связано с жесткими грунтовыми водами.
Гидрогенные карбонатные новообразования особенно типичны для покров¬
ных суглинков надпойменных террас. В частности, карбонатные новообразо¬
вания гидрогенного характера часто встречаются в суглинках надпойменных
террас средней Оки. Эти новообразования впервые специально были изучены
М.А. Глазовской [1956], которая установила их реликтовый характер и объяснила
их формирование влиянием жестких вод, обусловленных близким расположени¬
ем каменноугольных известняков.
Аналогичные карбонатные новообразования были также обнаружены и де¬
тально изучены в Тарусском районе [Добровольский, 1961 в].
Разновидностью гидрогенных карбонатных новообразований является скоп¬
ление пористых и рыхлых масс карбоната кальция, известное под названием из¬
весткового туфа, широко распространенного на участках близкого расположения
грунтовых вод, а также в отложениях болот. Часто новообразованный кальцит в
известковых туфах образует псевдоморфозы по растительным остаткам.
Известковые туфы представляют собой образования голоценового и совре¬
менного возраста, плотные гидрогенные новообразования имеют более древний
возраст. Следует подчеркнуть, что для междуречных покровных суглинков обра¬
зование карбонатных конкреции малохаракгерно.
Нередко за карбонатные конкреции автономных ландшафтов принимаются
реликтовые гидрогенные конкреции, намечающие древние уровни стояния грун¬
товых вод. Подобные случаи часто отмечаются в районе Владимирского Ополья,
на отдельных участках Кпинско-Дмитровской гряды и Смоленской возвышен¬
ности. В южных районах лесной зоны покровные суглинки нередко залегают на
лёссовидных суглинках, богатых карбонатными новообразованиями.
120
Гипергенез четвертичного периода
Карбонатные новообразования обнаружены нами также в красно-бурых пок¬
ровных суглинках, залегающих на красноцветных верхнепермских отложениях
между Волгой и Камой.
Сопоставляя карбонатность моренных отложении, с одной стороны, и пок¬
ровных и лёссовидных суглинков, с другой, можно отметить общие их черты и
отличия. Обломки известковых пород, обильно насыщающие моренные суглин¬
ки, в покровных и лёссовидных суглинках, как правило, отсутствуют.
Изучение покровных и лёссовидных суглинков в шлифах, иммерсионных
препаратах и под бинокуляром показало, что подавляющая часть карбонатов име¬
ет облик и структуру новообразований. Не исключена вероятность того, что при
формировании покровных и лёссовидных суглинков были отложены обломочные
карбонаты, однако в процессе дальнейшего гипергенного перераспределения
химических элементов они были частично вынесены, частично преобразованы.
В результате характер распределения карбонатов по гранулометрическим фрак¬
циям моренных, с одной стороны, и покровных и лёссовидных суглинков, с дру¬
гой, отличается (рис. 23).
Рис. 23. Распределение карбонатов кальция по гранулометрическим фракциям
I - в моренных суглинках; 2 - в лёссовидных суглинках Средней Волги; 3 — в лёссовидных
суглинках Среднерусской возвышенности
Редкие и рассеянные химические элементы
в четвертичных отложениях
Определение редких и рассеянных химических элементов в распространен¬
ных типах четвертичных отложений из различных районов лесной зоны Русской
равнины позволило установить некоторые, самые общие, закономерности распре¬
деления рассеянных элементов. В ледниковых отложениях (табл. 30, 31), покров¬
ных суглинках и аллювиальных отложениях (табл. 32) наблюдается одна общая
закономерность: многие рассеянные элементы содержатся в большем количестве
Таблица 30
Среднее содержание рассеянных химических элементов в распространенных типах четвертичных отложений
областей валдайского оледенения, в 1*10~3%
Суглинки
Пески
Достоверная
чувствительность
определения
озерно-
водно-ледниковые
аллювий
Верхней
Волги
(5 образцов)
Элемент
покровные
(5 об¬
разцов)
моренные
(15 об¬
разцов)
ледниковые
(Ильменская
впадина)
(10 образцов)
Витебская
обл. (18 об¬
разцов)
Тверская обл.
(10 образцов)
Псковская
обл.
(20
образцов)
Ti
1
185
213
210
233
220
103
152
Мп
1
100
58
50
93
33
59
20
V
1
2,0
3,6
3,1
3,2
2,2
1*
3,6
Си
1
1,5
1,5
0,8
0,8
1,0
0,8
1,4
Ni
1
2,0
1,5
1,7
1,Г
0,9*
1,9*
0,7*
Со
1
1,3
1,2
1,2
1,0
0,7*
1,Г
-
Zr
1
10,0
11,3
17,0
14,7
13,3
11,2
9,0
Ga
1
Элементы, o6i
4,5
наруженные в
3,8
количестве, р
3,0
авном или меньшем
4,6*
достоверной ч
3,3
увствителъностх
1,2*
1 определения
5,0*
Ва
10
2
3
3
22*
12
2
30*
Sr
10
ю•
10*
10*
10*
28
10*
30*
Yb
1
п*0,1
п-0,1
п-0,1
п-0,1
п-0,1
п-0,1
п-0,1
Y
1
0,5*
0,9*
0,9*
U
0,7*
0,7*
0,6*
Nb
10
-
1*
5*
10*
1*
-
Г
Zn
10
5*
4*
5*
-
3*
5*
4*
Pb
10
0,5
4,4*
0,7
3,6
4,6
0,5*
11
Cr
10
4,5
3,5
5
5,9
3*
4*
3*
Sc
5
-
-
1,0*
-
-
-
1*
Sn
1
-
п-0,1*
-
-
-
-
-
Be
1
0,5*
п-0,1
п-0,1
п-0,1*
п-0,1*
п-0,1*
п-0,1*
Mo
1
0,5*
0,5*
0,5*
-
-
0,8*
-
La
10
-
-
5
5*
3*
-
3*
&
од
-
п-0,1*
-
п-0,1*
п-0,1*
-
п-0,1*
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
122
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 31
Среднее содержание рассеянных химических элементов в четвертичных отложениях
области Московского оледенения, в 1*10~3% (по данным 50 анализов)
Элемент
Достоверная
чувствительность
определения
Валунные
суглинки
Подмосковья
(15 образцов)
Песчаные
водно-ледниковые
отложения Мещеры
(20 образцов)
Аллювиальные
отложения бассейна
Верхней Волги
(15 образцов)
Ti
1
400
223
132
Мп
1
50
16
13
V
1
9,5
3,5
3,1
Си
1
6,1
1,4
2,0
Ni
1
4,7
1,0*
1,Г
Со
1
2,2
0,7*
Г
Zr
1
11,1
10,8
15
Ga
1
10,0
4,1
2,6
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меньшем
достоверной чувствительности определения
Ва
10
2
25*
17*
Sr
10
25
10*
13*
Yb
1
0,7
0,5*
n-0,1*
Y
1
1,6
1*
0,6*
Nb
10
-
3,0*
-
Zn
10
3*
3*
5*
Pb
10
9
3
1*
Cr
10
1*
г
Г
Sc
5
4*
3*
-
Sn
1
0,5*
n-0,1*
-
Be
1
n-0,1*
п-0,Г
-
La
10
3*
3*
3*
Ag
0,1
n-0,1*
n-0,1*
n-0,1*
в суглинистых отложениях, чем в песчаных. В песках относительно накаплива¬
ются лишь отдельные химические элементы (цирконий, барий).
Распределение рассеянных элементов по гранулометрическим фракциям
покровных суглинков Владимирского Ополья показано в таблице 33. В этой же
таблице помещены величины среднего содержания рассеянных элементов в са¬
мом распространенном минерале-обломочном кварце, выделенном из образцов
песчаных отложений этого района, а также содержание рассеянных элементов в
тяжелой фракции. Полученные данные показывают, что различные рассеянные
элементы неодинаково распределяются по составным частям покровных суглин¬
ков. Часть редких и рассеянных элементов (ванадий, медь, галлий, хром) ясно
концентрируются в тонкодисперсной части покровных суглинков. Другие эле¬
менты (цирконий и барий) имеют повышенное содержание в алевритовых и мел¬
копесчаных фракциях. Особенно велико содержание редких и рассеянных эле-
Таблица 32
Среднее содержание рассеянных химических элементов в покровных суглинках и аллювии различных районов, в 1*10_3%
(по данным 144 анализов)
Элемент
Достоверная
чувствительность
определения
Покровные и лессовидные суглинки
Супесчаный аллювий
Подмосковье
(31 образец)
район среднего
течения Оки
(30 образцов)
Казанское
Заволжье
(16 об¬
разцов)
область
' пермских
красноцветов
(25 образцов)
Пермское
Закамье
(10 об¬
разцов)
бассейн
среднего
течения Оки
(15 образцов)
бассейн
Камы
(15 об¬
разцов)
Ti
1
262
297
382
480
500
133
233
Мп
1
74
91
62
97
ПО
42
73
V
1
11,0
9,3
15,4
15,0
19,5
4,5'
12,0
Си
1
4,4
4,5
5,3
8,0
9,5
2.0*
5,0
Ni
1
2,6
1,5
5,6
6,7
7,2
0,8*
5,4
Со
1
1,7
1,2
3,1
3,5
3,8
0,8*
2,2
Zr
1
11,0
17,9
17,0
14,5
11,0
8,5
12,4
Ga
1
6,4
5,1
7,8
8,2
10,0
2,0
6,7
Ва
10
27*
34
30*
32*
30*
25*
37*
Sr
10
28
20
30*
52*
36
25‘
27*
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меньшем достоверной чувствительности определения
Yb
1
п-0,1
3,0
0,6
0,7
0,6
1,7*
п-0,1
Y
10
3
4
2
2*
1,8
3*
2*
Nb
10
1*
5*
-
3*
2*
5*
-
Zn
10
5
5*
3*
6*
5*
5*
6*
Pb
10
6
9
5
10
15
4*
7,1
Cr
5
3*
5*
3
6
5
5
4
Sc
5
3*
3
3*
4*
6
3*
4*
Sn
1
п-0,1
0,5*
0,5*
0,5*
0,5*
0,5*
п-0,1
Be
1
п-0,1
0,5*
-
0,5*
0,5*
0,5*
п-0,1
Mo
1
0,5*
0,7*
-
-
-
-
-
La
10
5*
5*
4*
4*
4*
5*
4*
Ag
0,1
-
-
-
-
-
-
-
ю
и>
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
Таблица 33
Распределение рассеянных химических элементов по компонентам покровных суглинков района г. Владимира, в 1*10~э %
(по данным 25 анализов)
Элемент
Достоверная
чувствительность
определения
Фракция, мм
Обломочный кварц
из Мещеры
(4 образца)
Тяжелая фракция
(3 образца)
<0,001
(4 образца)
0,01-0,10
(4 образца)
0,10-0,25
(4 образца)
Ti
1
450
400
100
5,5
10000
Мп
1
100
100
200
3,5
300
V
1
10,0
2,8
1
1,0*
10
Си
1
6,0
2
1
0,6
10
Ni
1
8,0
2
1
-
30
Со
1
1,0
1
3
-
3
Zr
1
11,0
62,0
6
г
1000
Ga
1
6,0
3,2
1
-
3
Элементы, содержащиеся в количестве, равном или меньшем достоверной чу
вствительности определения
Ва
10
-
20
-
-
-
Sr
10
-
10
3*
-
-
Yb
1
п-0,1
1
-
-
3
Y
10
1
п-0,1
-
-
30
Nb
10
-
-
-
-
-
Zn
10
10е
-
-
-
30
Pb
10
1
2
3
-
100
Cr
10
60
7
3
4,5
20
Sc
5
1
-
-
-
3
Sn
1
0,8
Г
-
10
Be
1
п*0,1
п-0,1*
п-0,Г
-
-
Mo
1
1
-
-
-
п-0,1
La
10
-
-
-
-
-
Ag
0,1
п-0,Г
п-0,1 *
п-0,1*
п-0,1
-
Гипергенез четвертичного периода
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
125
ментов в тяжелой фракции. Принципиально такая же картина была обнаружена
при изучении рассеянных элементов в покровных суглинках средней Оки.
Наши данные подтверждаются результатами изучения распространения ни¬
келя и кобальта по фракциям суглинков юго-восточной части Белоруссии. Из
данных К.И. Лукашева и Н.Н. Петуховой [1959] следует, что никель почти па по¬
рядок увеличивает содержание во фракции менее микрона по сравнению с фрак¬
цией крупнее 0,01 мм. Для кобальта такой зависимости не устанавливается.
Аналогичная картина распределения рассеянных элементов обнаруживается
в четвертичных отложениях других регионов, в частности, в Северной Америке.
Работами Д. Ярдли [Jardley, 1958] и Н. Шорта [Short, 1958] показано, что содер¬
жание рядя рассеянных элементов увеличивается но фракции 0,01-0,001 мм и
менее 0,001 мм.
Сопоставление микроэлементного состава валунов и содержащих их отложе¬
ний показывает, что содержание большей части рассеянных элементов в валунах
и безвалунной массе имеет один порядок (табл. 34). Некоторые элекменты, как,
например, титан и цирконий, в валунах содержатся в меньшем количестве, чем в
безвалунной массе ледниковых отложений. По-видимому, в процессе формирова¬
ния ледниковых отложений происходило обогащение этими элементами.
Другой особенностью микроэлементного состава четвертичных отложений
лесной зоны Русской равнины является ясное отличие в содержании рассеянных
элементов в отложениях центральных и восточных районов. В отложениях При-
уралья содержится больше меди, ванадия, никеля, кобальта, галлия и свинца, но
меньше циркония и редкоземельных элементов, чем в отложениях, расположен¬
ных к западу.
Специфика микроэлементного состава четвертичных отложений Приураль¬
ской провинции особенно явственно выступает при сравнении содержания ред¬
ких и рассеянных химических элементов в тяжелой фракции покровных отло¬
жений Приуралья и центральных районов Русской равнины (табл. 35). Тяжелая
фракция покровных суглинков центральных и западных районов резко обогаще¬
на рассеянными химическими элементами кислых изверженных пород - цирко¬
нием, свинцом, редкоземельными элементами, в то время как в тяжелой фракции
покровных отложений Приуралья содержание этих элементов невелико, но воз¬
растает концентрация рассеянных химических элементов, связанных с основны¬
ми породами.
Наиболее индикаторными рассеянными химическими элементами являются
цирконий и хром. Содержание циркония в тяжелой фракции покровных суглин¬
ков Владимирского Ополья на два-три порядка больше, чем в Приуралье, а содер¬
жание хрома примерно во столько же раз меньше.
Следует отметить, что на территории центральных и западных районов со¬
став рассеянных химических элементов покровных и лёссовидных суглинков, с
одной стороны, и моренных суглинков, с другой, довольно близкий. Намечаются
некоторые отличия с моренными суглинками вюрмской эпохи. В этих отложени-
126
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 34
Среднее содержание рассеянных химических элементов в валунах области вюрмского
оледенения и тяжелой фракции вюрмской морены, в 1*1(Н% (по данным 31 анализа)
Элемент
Достоверная
чувствительность
определения
Валуны из отложений
суглинистого состава
(Калининская и
Новгородская области)
(15 образцов)
Валуны из
отложений
песчаного состава
(Псковская
область)
(10 образцов)
Тяжелая
фракция
0,01-1,0 мм
из валунных
суглинков
(6 образцов)
Ti
1
127
96
10000
Мп
1
70
80
600
V
1
5,0
1,6*
20
Си
1
1,3
1,0
7,0
Ni
1
1,2*
1,7
16,0
Со
1
1,2*
1,3*
5,2
Zr
1
4,8
8,0
79,0
Ga
1
4,1
6,0
14,7
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меньшем
достоверной чувствительности определения
Ва
10
4
3
—
Sr
10
18*
10*
6*
Y
10
Г
г
3
Nb
10
Г
г
1
Zn
10
5*
5*
17
Pb
10
Г
1*
15
Сг
10
4*
4,5е
24
Sc
5
1*
-
2*
Be
1
n-0,1*
п-0,1
-
Mo
1
-
-
п0,Н*
Sn
1
-
-
1
Hf
10
-
-
10*
ях установлено несколько меньшее содержание ряда элементов - ванадия, меди,
никеля, галлия и некоторых других.
Повышенная концентрация рассеянных элементов в тонкодисперсной части
покровных отложений для различных элементов определяется различными при¬
чинами. Можно предполагать, что повышенное содержание галлия в тонкодис¬
персной массе обусловлено изоморфной примесью этого элемента, замещающего
алюминий в кристаллической решетке трехслойных гидрослюдистых силикатов.
Повышенное содержание меди и цинка во фракции менее микрона в основном
связано с сорбцией этих элементов на поверхности дисперсных частиц.
Судя по данным минералогических анализов, преобладающими минерала¬
ми обломочной части покровных отложений являются кварц и полевые шпаты.
Спектральные анализы кварца показывают, что этот минерал весьма беден рас¬
сеянными элементами. Поэтому можно предположить, что носителем основного
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
127
Таблица 35
Среднее содержание рассеянных химических элементов в гранулометрических фракциях
покровных суглинков бассейна КамыЮ, в 1*10~3% (по данным 18 анализов)
Эле¬
мент
Достоверная
чувствитель¬
ность
определения
Фракция, мм
Обломоч¬
ный кварц
(2 образца)
Тяжелая
фракция
(3 образца)
<0,001
(4 образца)
0,01-0,1
(4 образца)
0,10-0,25
(4 образца)
Ti
1
680
625
100
10
10000
Мп
1
100
600
820
6
300
V
1
17
5,2
3,0
-
30
Си
1
6
1,5
3,5
1
10
Ni
1
10
2,5
4,5
-
30
Со
I
3
1,0
4,5
-
6
Zr
1
12
62,0
6,0
10
3
Ga
I
6
4,5
2,0
10
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меньшем
достоверной чувствительности определения
Ва
10
-
23
-
10
-
Sr
10
-
10
10
-
-
Yb
1
0,1
0,1
10
-
n-0,1
Y
10
1
1
1
-
2
Nb
10
-
-
-
-
-
Zn
10
8
-
-
-
9
Pb
10
2
3
2
-
9
Cr
10
65
222
3
2
100
Sc
5
1
-
-
-
5
Sn
1
-
1
-
-
1
Be
l
0,1
0,1
-
-
-
Mo
1
1
-
-
-
1
La
10
-
-
-
-
-
Ag
0,1
0,1
0,1
0<1
-
n-0,1
количества редких и рассеянных химических элементов в обломочной части пок¬
ровных отложений являются полевые шпаты.
Определенным микроэлементным составом отличаются гипергенные ново¬
образования. В железистых новообразованиях наблюдается повышение содержа¬
ния ванадия, меди, никеля, свинца, а в новообразованиях из покровных суглинков
района среднего течения Оки - иттрия.
Важным вопросом геохимии рассеянных химических элементов в покровных
отложениях является соотношение общего содержания элемента и его легкопод¬
вижных форм. Величина среднего содержания рассеянных элементов в сухом ос¬
татке водной вытяжки из покровных отложений и в сухом остатке грунтовых и
поверхностных вод приведена а таблице 36.
128
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 36
Характеристика водноподвижных форм рассеянных химических элементов в покровных
суглинках Тарусского района Калужской области, в М0~3% (по данным 40 анализов)
Элемент
Достоверная
чувствительность
определения
Среднее содержание элементов
в сухом остатке
водной вытяжки
из покровных
суглинков
(10 образцов)
в сухом остатке
грунтовых вод и
верховодки
(20 образцов)
в сухом остатке
поверхностных
вод (10 образцов)
Ti
1
84
13,0
2,1
Мп
1
60
7,6
6,5
V
1
7
1,4е
-
Си
1
5
1,5
1,7
Ni
1
1,3
1,3е
0,7е
Со
1
1
0,8е
-
Zr
1
4
1,0
-
Ga
1
4
0,8е
-
Ва
10
10е
13е
-
Sr
10
10е
14е
10
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меныием
достоверной чувствительности определения
Y
1
1,6
-
-
Y
10
2
-
-
Nb
10
-
-
-
Zn
10
7
5*
-
Pb
10
5
Iе
-
Cr
10
3e
2*
-
Sc
5
Iе
-
-
Sn
1
0,6е
0,5*
-
Be
1
-
-
-
Mo
1
-
-
-
La
10
-
8*
5*
Ag
0,1
0,5*
0,8*
-
Разнообразие и относительно высокое содержание рассеянных элементов в
сухом остатке водных вытяжек объясняется присутствием тончайших взвесей,
которые не задерживаются фильтром. По видимому, это обстоятельство в мень¬
шей мере относится и к содержанию в сухом остатке грунтовых вод. Последова¬
тельное уменьшение разнообразия микроэлементного состава и содержания рас¬
сеянных химических элементов от сухого остатка водных вытяжек из покровных
отложений к сухому остатку грунтовых вод (верховодка, содержащаяся в этих
отложениях) и дальше к сухому остатку поверхностных вод (реки, пруды) можно
истолковать как вовлечение в транзитную миграцию только лишь части подвиж¬
ных форм химических элементов. Если это предположение справедливо, можно
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны 129
считать, что энергично извлекаются и выносятся из толщи покровных суглинков
такие элементы, как марганец, медь, никель и стронций.
Определение содержания меди, извлекаемой солянокислой вытяжкой, было
произведено на образцах покровных суглинков и ледниковых отложений их раз¬
личных районов (табл. 37).
Таблица 37
Содержание меди, извлекаемой однонормальной соляной кислотой из четвертичных
отложений (по данным 62 анализов). Аналитик Л.В. А лещу кин
Район
Число образцов
Средняя величина
в М0^%
Покровные суглинки
Подмосковье
4
8,9
Казанское Поволжье
2
8,8
Район распространения верхнепермских красноцветов:
а) красно-бурые суглинки
17
8,85
б) красно-бурые пески
5
2,2
Западное Приуралье
10
9,2
Ледниковые отложения
Площадь распространения вюрмских отложений:
а) суглинки
10
5,9
б) пески
5
1,6
Площадь распространения рисских отложений:
а) суглинки
5
7,5
б) пески
4
2,1
Мы предполагаем, что значительная часть меди, извлекаемой соляной кисло¬
той однонормальной концентрации, находится в сорбированном (поглощенном)
состоянии на поверхности тонкодисперсных частиц покровных суглинков. Под¬
тверждением этого предположения является резкое снижение содержания под¬
вижной меди в отложениях, лишенных дисперсных частиц, - в песках. Действи¬
тельно, даже в песчаных отложениях области верхнепермских красноцветов со¬
держание меди, извлекаемой солянокислой вытяжкой, составляет около 2-10'4%.
Некоторые замечания о соотношении
вещественного состава и цвета четвертичных отложений
лесной зоны
Важным показателем состава и гипергенного преобразования четвертичных
отложений является их количественная цветовая (спектрофотометрическая) ха¬
рактеристика. Это обстоятельство особенно подчеркивалось А.Е. Ферсманом
[1938].
130
Гипергенез четвертичного периода
Первый опыт применения количественного цветового изучения почв и поч¬
вообразующих пород был сделан Г. Покровским [1928], однако этот метод не по¬
лучил дальнейшего развития ни у почвоведов, ни у геологов - специалистов по
четвертичному периоду. Единственной опубликованной работой в этом направ¬
лении является сравнение цвета четвертичных отложений Северного Кавказа с
цветовой шкалой Оствальда при помощи светофильтров [Попов, 1935].
Для измерения нами использовался фотометр типа ФМ со светофильтрами,
пропускающими волны в интервале 432-726 тр. Интенсивность отражения све¬
та определяется как отношение между отражением света от идеально отражаю¬
щей поверхности к отражению от поверхности исследуемого образца. В качестве
эталонной отражающей поверхности применялись баритовые пластинки, входя¬
щие в набор к фотометру. Отражательная способность измерялась в процентах от
полного отражения, которым обладает баритовая пластинка.
Измерения производили на образцах в воздушно-сухом состоянии. Материал
разминали в ступке сначала фарфоровым пестиком, а затем резиновой пробкой
во избежание раздробления минеральных зерен. Измельченную массу ровным
слоем наносили на предметное стекло на площади, равной баритовой пластинке.
Измерения производили по двум барабанам с перекладкой образца; по каждому
барабану отсчеты брались дважды.
Спектрофотометрическая характеристика четвертичных отложений вюрм-
ской эпохи находится в тесной связи с составом исходного материала и гипер¬
генным минералообразованием. Для большей части этих отложений типично не¬
равномерное поглощение цветового спектра. Это хорошо видно из таблицы 38,
где по данным 44 анализов приведены величины среднего значения поглощения
световых волн и крайние пределы обнаруженных колебаний.
Наиболее интенсивное поглощение света отмечается в моренных суглинках.
Изучение поглощения света фракциями морены (табл. 39) показывает, что пес¬
чано-алевритовые частицы обладают в общем довольно умеренным поглощени¬
ем, преимущественно в области коротких волн. Тонкодисперсная фракция почти
полностью поглощает фиолетово-синие лучи и довольно значительно - волны
остальной части спектра.
Поглощение света мореной, большее, чем другими типами отложений, по-
видимому, зависит от значительного содержания в ней тонкодисперсных частиц.
Сравнительно низкое поглощение озерно-ледниковыми суглинками коротких
волн связано с восстановительными условиями в этих отложениях, в то время
как накопление гидроокисных соединений железа в песках способствует возрас¬
тающему поглощению коротковолновой части спектра.
Для ледниковых отложений области максимального оледенения и покровных
суглинков, так же как и для четвертичных отложений области последнего оле¬
денения, типична специфическая окраска, обусловленная сильным поглощением
коротковолновой части спектра. В рамках этой общей закономерности выделяют-
Глава IV Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
131
Таблица 38
Спектрофотометрическая характеристика четвертичных отложений
в области вюрмского оледенения
Длина
волн,
Отражение света, в % от полного отражения
моренные
озерно-ледниковые
пески водно-ледниковые
ГП|!
суглинки
суглинки
и аллювиальные
(14 образцов)
(8 образцов)
(22 образца)
432
11
15
11
(6-18)
(11-20)
(4-27)
465
13
18
13
(7-22)
(14-23)
(4-32)
496
16
21
15
(8-25)
(16-26)
(5-33)
533
18
25
21
(13-27)
(21-31)
(5-38)
574
27
32
27
(17-32)
(28-35)
(9-45)
619
-
35
37
-
(32-37)
(29-46)
665
36
38
39
(24-48)
(34-42)
(21-50)
726
39
44
43
(26-53)
(40-48)
(32-55)
Здесь и далее в скобках приведены крайние пределы значений.
Таблица 39
Отражение света фракциями морены, в % от полного отражения
Длина волн,
шр
Фракция, мм
0,10-0,25
0,01-0,10
0,001-0,01
<0,001
432
22
25
18
8
465
24
29
23
11
496
27
31
26
12
533
29
36
34
16
574
35
45
47
27
619
44
48
49
-
665
44
51
51
33
728
48
56
55
36
ся особенности цвета в зависимости от соотношения составных частей четвер¬
тичных отложений и провинциальных условий.
В таблице 40 приведены результаты 88 хроматических анализов. Из этих
данных виден различный характер поглощения света суглинками и песчаными
отложениями. Такой вывод можно сделать на основании средних величин, ха¬
рактеризующих многие образцы песчаных и суглинистых отложений. Но нельзя
u>
ю
Таблица 40
Хроматическая характеристика четвертичных отложений южной части лесной зоны, в % от полного отражения
Длина
волны,
шц
Покровные суглинки
Водно-ледниковые и аллювиальные пески
Рисская морена;
Казанское
Заволжье
(3 образца)
Волго-Камское
междуречье
(23 образца)
Закамье
(13 образцов)
Мещера
(23 образца)
Волга у
Казани
(3 образца)
Волго-Камский
бассейн
(9 образцов)
центральные
районы
(14 образцов)
432
10
8
9
11
14
10
9
(9-Ю)
(6-12)
(6-13)
(3-19)
(10-17)
(7-14)
(6-13)
465
13
10
11
14
17
12
12
(12-13)
(7-14)
(8-16)
(4-22)
(14-20)
(7-17)
(7-16)
496
15
11
13
16
20
14
14
(14-16)
(8-16)
(8-20)
(5-26)
(17-22)
(8-19)
(9-20)
533
18
14
16
20
25
17
18
(16-20)
(10-19)
(10-25)
(6-32)
(20-28)
(9-22)
(13-26)
574
24
22
23
29
33
22
27
(12-27)
(17-30)
(14-33)
(11-42)
(29-36)
(16-26)
(23-38)
619
32
30
32
31
39
27
38
(28-35)
(21-38)
(26-41)
(26-44)
(36-41)
(26-31)
(36-42)
665
37
33
32
36
41
28
39
(34-39)
(22-42)
(19-42)
(10-52)
(38-43)
(21-31)
(33^16)
726
42
38
37
41
47
32
43
(37-44)
(24—48)
(24-47)
(16-55)
(41-52)
(23-39)
(40-50)
Гипергенез четвертичного периода
Отражение света фракциями покровных суглинков различных районов, в % от полного отражения
Таблица 41
Фракция, мм
Длина волны, шр
432
465
496
533
574
619
665
726
Владимирское Ополье
0,10-0,25
15
17
18
22
28
30
32
40
0,01-0,10
25
28
32
36
47
54
55
59
0,001-0,01
17
21
25
30
43
48
52
59
0,001
7
8
9
11
18
22
25
27
Казанское Заволжье
0,01-0,10
29
33
36
41
48
51
54
50
0,001-0,01
34
39
42
46
50
62
65
68
0,001
7
7,5
8,5
9
9,5
-
15
19
Волго-Камское междуречье
0,10-0,25
20
20
23
25
29
31
34
38
0,01-0,10
23
25
29
32
41
43
46
50
0,001-0,01
22
26
29
34
43
46
50
54
0,001
6,5
7,5
8
9
16
-
22
25
Делювиальные суглинки
0,10-0,25
19
20
23
28
34
36
39
41
0,01-0,10
25
28
30
35
39
43
46
50
0,001-0,01
26
30
33
39
48
54
56
59
0,001
8
9
11
13
20
-
25
30
Железистые новообразования
6
8
9,5
13
24
35
31
36
(7 образцов)
(4-Ю)
(4,5-12)
(5,5-15)
(8,5-18)
(17-27)
(32-37)
(22-39)
(29-45)
и>
и>
Глава IV Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
134
Гипергенез четвертичного периода
не обратить внимание также на то, что окраска суглинистых отложений является
более выдержанной, чем песков, среди которых отдельные образцы резко откло¬
няются от средних величин (особенно в большую сторону). Чтобы выяснить при¬
чину этого явления, был произведен хроматический анализ гранулометрических
фракции четвертичных отложений и распространенных новообразований.
Основные закономерности хроматической структуры четвертичных отложе¬
ний отчетливо видны из таблицы 41. В образцах суглинистых отложении, взятых
из различных районов, обнаруживается одинаковая картина: величина поглоще¬
ния света (особенно в области фиолетово-синих лучей) резко увеличивается во
фракции менее микрона. Отсюда следует естественный вывод о том, что интен¬
сивность поглощения света и, следовательно, цвет четвертичных отложений обус¬
ловлены присутствием высокодисперсных силикатов, а степень выраженности
этого цвета находится в прямой зависимости от соотношения песчано-алеврито¬
вой и тонкодисперсной фракций. Интересно, что это обстоятельство равно спра¬
ведливо как для испытавших длительную миграцию четвертичных отложении
Русской равнины, так и для делювиальных суглинков Урала.
Распространенные окисножелезистые новообразования (гётит, гидрогётит)
имеют спектрофотометрическую характеристику, близкую к таковой тонкодис¬
персной массы, хотя отличаются более высоким поглощением сине-фиолетовых
лучей. Поэтому присутствие этих новообразований не так сильно подавляет от¬
ражение в длинноволновой части спектра, как в коротковолновой.
Песчано-алевритовая составная часть четвертичных отложении более равно¬
мерно поглощает различные части спектра. Вследствие этого песчаные отложе¬
ния (лишенные новообразований) обладают светло-серым цветом. Неравномер¬
ное распределение железистых новообразований в песчаных отложениях обус¬
ловливает значительные колебания в степени поглощения света.
Таким образом, намечается связь между особенностями вещеественного
состава четвертичных отложении и параметрами их цветовой характеристики.
Дальнейшее изучение этого вопроса может способствовать разработке критериев
средне- и крупномасштабной геохимической съемки.
Пространственное соотношение проявлений гипергенеза
в четвертичных отложениях лесной зоны
Самое общее представление о характере гипергенеза четвертичных отложе¬
ний лесной зоны можно получить из сопоставления химического состава четвер¬
тичных отложений и соединений, выносимых в растворенном состоянии из этих
отложений поверхностными водами. С этой целью нами были обработаны 378
анализов поверхностных (речных и озерных) вод бассейна Баренцева, Белого и
Балтийского морей, а также северных притоков Волги и Днепра [Гидрологиче¬
ский ежегодник, 1956, 1957, 1958, 1959].
Глава IV Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
135
При анализе содержания химических элементов в речных водах необходимо
учитывать сезонную специфику, которая весьма резко проявляется для некоторых
элементов. Так, например, содержание кальция в речных водах в паводковый пе¬
риод в несколько раз меньше содержания этого элемента в зимне-весенний пери¬
од. Для других химических элементов (например, железа) колебания содержания
в паводковых и зимних водах также имеют место, однако выражены не столь
резко (рис. 24).
Принимая во внимание, что большая часть химических элементов выносится
в паводковый период, мы проанализировали содержание распространенных ка¬
тионов и анионов в речных водах (рис. 25).
Интенсивный вынос щелочноземельных элементов (особенно кальция) пре¬
имущественно объясняется растворением и выщелачиванием из ледниковых от¬
ложений обломков известковых пород. В меньшей мере имеет место гипергенное
разрушение силикатов. Об этом свидетельствует значительное количество мигри¬
рующих щелочей, а также постоянное присутствие в поверхностных водах крем¬
ния. Содержание кремния, мигрирующего в поверхностных водах лесной зоны,
Содержание, мг/л
Рис. 24. Распределение кальция и железа в паводковых (/) и меженных (2) речных водах
Рис. 25. Содержание основных компонентов химического состава в поверхностных водах
лесной зоны (паводковый период)
а - катионы: 1 - Са2+; 2 - Mg2+; 3 - Na+ + Кб- анионы: / - S042-; 2 - Cl"
136
Гипергенез четвертичного периода
Рис. 26. Сопоставление содер¬
жания железа (У) и кремния (2) в по¬
верхностных водах лесной зоны
на порядок превышает содер¬
жание железа (рис. 26). Значи¬
тельное содержание хлоридов
и сульфатов частично связано
с выщелачиванием обломков
некоторых осадочных пород,
содержащих сульфаты и хлориды (девонские и пермские красноцветные отложе¬
нии и др.). Возможно, что здесь проявляется также дренирование реками гори¬
зонтов подземных вод.
Многокомпонентный, генетически разнородный вещественный состав чет¬
вертичных отложении затрудняет характеристику подвижности химических
элементов при гипергенезе четвертичных отложении. Так, например, высокий
коэффициент миграции в данном случае обусловлен не столько энергичным вы¬
щелачиванием этого элемента из силикатов, сколько растворением обломков кар¬
бонатных пород.
Общие черты гипергенного преобразования, свойственные четвертичным от¬
ложениям лесной зоны, независимо от их возраста и генезиса, отражаются на
составе новообразований.
Однако пространственное распределение новообразований подчиняется оп¬
ределенным закономерностям. В отложениях, находящихся в условиях геохими¬
ческого выноса подвижных элементов, новообразования представлены гидро¬
окислами железа и марганца. Отложения, преобразование которых происходит
(или происходило) под воздействием вод, обогащенных мигрирующими хи¬
мическими элементами, обладают более разнообразным составом новообразо¬
ваний. Здесь наряду с гидроокислами железа и марганца возникают силикаты,
фосфаты, карбонаты и даже сульфаты. Состав новообразованных минералов в
этих отложениях определяется соотношением окислительно-восстановительных
условий. Так, например, новообразования железа могут быть представлены мель¬
никовитом или марказитом (сероводородная обстановка), вивианитом или сиде¬
ритом (условия дефицита кислорода), гидрогётитом или эренвертитом (условия
избытка кислорода). Таким образом, эпигенетические новообразования намеча¬
ют определенные обстановки гипергенного преобразования четвертичных отло¬
жений.
Можно наметить следующие основные обстановки гипергенеза в четвертич¬
ных отложениях лесной зоны Русской равнины.
1. На значительной части лесной зоны распространена обстановка, характери¬
зующаяся разнообразными формами нахождения химических элементов и общей
Глава IV Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
137
тенденцией вовлечения в миграцию наиболее подвижных форм. Эта обстанов¬
ка соответствует моренным отложениям. Вещественный состав морен Русской
равнины имеет существенно аллохтонный xapaicrep. Литолого-минералогическое
изучение материала морен показывает, что в их составе преобладает дальнепри¬
носный материал, источником которого являются главным образом кристалли¬
ческие породы Балтийского щита и на северо-востоке - породы Новой Земли и
Урала. Наличие в морене обломков карбонатных пород на первый взгляд указы¬
вает на геохимическую инертность при формировании ее состава. Однако отсутс¬
твие (или ничтожная примесь) гипергенно неустойчивых обломочных минералов
(оливина, нефелина, основных плагиоклазов и др.) и значительное количество
гипергенных дисперсных силикатов свидетельствует об обратном. Помимо тон¬
кодисперсных и мелкообломочных минералов, в составе морены имеются облом¬
ки пород, содержащие в числе прочих и неустойчивые минералы.
Эпигенетическое преобразование морены совершается в условиях повышен¬
ной влажности. Энергичное воздействие кислых растворов в значительной мере
нейтрализуется карбонатным обломочным материалом. Последний играет роль
своеобразного геохимического буфера. Пока карбонатный материал не раство¬
рится, остальные минералы морены не подвергнутся существенному гиперген¬
ному преобразованию. Процесс выщелачивания карбонатов протекает одновре¬
менно с процессом размывания морены и суффозионными явлениями. В резуль¬
тате из морены не только выщелачиваются относительно подвижные соединения
кальция, но и вымываются дисперсные и тонкообломочные частицы. Часть хи¬
мических элементов находится в своеобразном законсервированном состоянии в
минералах валунов кристаллических пород.
Наряду с выносом для этой обстановки гипергенеза характерна концентрация
ряда рассеянных химических элементов (ванадия, меди, никеля, галлия, цинка)
в прочносорбированной форме и частично в виде изоморфных замещений в дис¬
персной силикатной массе. Часть химических элементов в этой обстановке не
полностью выносится за ее пределы, а испытывает лишь более или менее значи¬
тельные перемещения, в результате которых возникают новообразования (глав¬
ным образом, железа и марганца). С этими новообразованиями связаны некото¬
рые рассеянные элементы (барий, медь, никель и др.).
В целом моренные отложения соответствуют обстановке, для которой харак¬
терно сочетание самых различных форм нахождения химических элементов - от
наиболее трудноподвижных, входящих в состав устойчивых акцессорных мине¬
ралов валунов, до водорастворимых соединений.
Учитывая важную роль карбонатов, регулирующих миграцию химических
элементов, в этой обстановке мы выделяем участки, обогащенные обломками
карбонатных пород, и участки, содержащие небольшое количество или лишен¬
ные обломочных карбонатов.
Общие черты, одинаково свойственные моренным отложениям последнего и
максимального оледенения, дополняются некоторыми индивидуальными особен¬
138
Гипергенез четвертичного периода
ностями этих отложений. Так, например, в моренах максимального оледенения в
той или иной степени выщелочены карбонаты, однако степень этого процесса
на различных участках выражена весьма неодинаково. В моренах валдайского
оледенения намечается пониженное содержание ряда рассеянных химических
элементов. Наконец, морены эпохи максимального оледенения находятся, как
правило, в погребенном состоянии, которое вывело их из сферы активного гипер¬
генного преобразования, сохранив и как бы законсервировав проявления гиперге-
неза. Изучение новообразований из ледниковых отложений разного возраста, их
состава и микроморфологии показало весьма близкую картину.
2. Большую площадь занимает обстановка, в которой аккумулирована зна¬
чительная часть химических .элементов, вынесенных из ледниковых отложений.
Она соответствует площади распространения озерно-ледниковых отложений.
Два процесса определяют геохимические особенности этой обстановки. Во-пер¬
вых, механогенная аккумуляция тонкодисперсной части ледниковых отложений
и одновременно значительной массы рассеянных химических элементов в сорби¬
рованном состоянии. Во-вторых, аккумуляция водоподвижных форм химических
элементов, мигрировавших из ледниковых отложений.
В результате в этой обстановке формируются эпигенетические новообразо¬
вания, «запрещенные» для условий первой обстановки (карбонаты и сульфаты
кальция). В условиях свободного доступа кислорода здесь формируются окис-
ножелезистые и железо-марганцевые новообразования с ассоциацией редких
и рассеянных элементов (свинца, никеля, кобальта, ванадия и др.), в условиях
недостатка кислорода - новообразования сидерита, вивианита, родохрозита и в
ряде случаев - мельниковита. Эта обстановка особенно широко распространена
на площади валдайского оледенения, за пределами которого она находится пре¬
имущественно в погребенном состоянии.
3. Особую обстановку гипергенеза составляют скопления зандровых песков,
которые представляют собой алеврито-песчаную часть ледниковых отложений,
выделенную в результате действия ледниковых вод. Эта обстановка характеризу¬
ется пониженным содержанием подвижных форм всех химических элементов и
концентрацией кремния в форме обломочного кварца.
Разница в содержании рассеянных химических элементов в этой обстановке и
в обстановке моренных отложений не особенно велика в области молодых ледни¬
ковых образований, но приобретает значительный контраст за их пределами. Это
объясняется большим содержанием кварца в отложениях Мещеры и Белорусско¬
го Полесья, чем на северо-западе Русской равнины, где в зандровых отложениях
содержится значительное количество полевых шпатов, являющихся носителями
многих рассеянных химических элементом.
Охарактеризованные обстановки тесно связаны между собой и в значитель¬
ной мере определяются процессами формирования ледниковых отложений.
4. Вблизи периферии последнего оледенения распространена обстановка
геохимической аккумуляции подвижных форм железа, никеля, меди, ванадия,
Глава IV. Проявления гипергенеза в четвертичных отложениях лесной зоны
139
кальция и фосфора. Эта обстановка пространственно тесно связана с зандровы-
ми полесьями, локализована внутри их. Здесь формируются крупные скопления
гидроокиси железа и накапливаются многие редкие и рассеянные химические
элементы, мигрирующие из дренируемых толщ четвертичных отложений. Та¬
ковы болотные руды Мещеры, вивианиты и сидериты Белорусского Полесья.
В области молодых ледниковых отложений эта обстановка находится в стадии
формирования и пространственно плохо выражена, хотя процессы, отвечающие
этой обстановке, весьма энергично совершаются в настоящее время (озерные
руды Карелии).
5. Совершенно особая обстановка возникает на площади распространения
покровных суглинков. Значительная аккумуляция тонкодисперсных частиц при
формировании этих отложений обусловливает слегка повышенное содержание
рассеянных химических элементов. На участках ледниковых отложений состав
этих элементов определяется характером исходных пород, а на коренных породах
- микроэлементным составом местных пород. Эпигенетическое перераспределе¬
ние химических элементов в этой обстановке в значительной мере определяется
наличием или отсутствием карбонатов кальция. Поэтому внутри этой обстановки
следует различать площади с преобладанием явлений эпигенетического выщела¬
чивания и площади с эпигенетическим обогащением карбонатом кальция.
Глава V
ПРОЯВЛЕНИЯ ГИПЕРГЕНЕЗА
В ИСХОДНОЙ ОБЛАСТИ
МАТЕРИКОВЫХ ОЛЕДЕНЕНИЙ ЕВРОПЫ
Закономерности вещественного состава четвертичных отложений в специфи¬
ческих условиях мощной ледниковой деятельности могут быть полностью поня¬
ты лишь с учетом особенностей гипергенеза в исходной области великих евро¬
пейских оледенений. В качестве примера приведем краткое изложение результа¬
тов изучения проявлений гипергенеза в тундровых и северотаежных ландшафтах
Кольского полуострова.
Кольский полуостров
Покровная морена
Большая часть Кольского полуострова покрыта мореной покровного оледе¬
нения. Моренные и генетически с ними связанные отложения сплошным чехлом
покрывают территорию Кольского полуострова, прерываясь только на участках
отдельных горных массивов. Мощность моренных отложений весьма изменчива
- от многометровых (60 м и более) отложений в центральной и западной частях
Кольского полуострова до маломощных (1 м и менее) покровов к востоку от до¬
лины р. Вороньей.
Для гранулометрического состава морены типично очень непостоянное со¬
держание валунов. Обычно валуны составляют около половины веса породы в
целом, хотя на участках их содержание увеличивается до 80% и более и умень¬
шается до 15-20%.
Многочисленные гранулометрические анализы показывают, что морена от¬
личается очень слабой глинистостью. Наибольшая концентрация характерна для
обломочных частиц величиной 0,01-0,25 мм.
Из сопоставления среднего химического состава моренных отложений с со¬
ставом распространенных горных пород Кольского полуострова, приведенного в
таблице 42, видно, что состав морены имеет существенные отличия как от соста¬
ва отдельных горных пород, так и от среднего состава коренных пород.
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
141
Таблица 42
Сопоставление валового химического состава распространенных коренных пород и морены
Кольского полуострова, вес. %
Компонент
1
11
111
IV
V
VI
VII
Si02
68,84
47,81
54,40
43,68
51,29
67,45
71,19
ТЮ2
0,04
0,97
0,95
0,19
0,49
0,41
-
а12°з
17,48
10,84
20,61
28,23
13,16
14,63
14,79
FeA
1,17
0,93
3,28
2,70
3,30
1,27
-
FeO
1,73
12,14
2,08
0,28
7,64
3,28
-
MnO
-
-
0,25
0,07
0,17
0,04
-
CaO
3,55
6,36
1,85
2,80
7,42
3,39
3,46
MgO
1,95
17,55
0,83
0,18
9,68
1,69
1,38
K20
1,75
1,61
5,25
3,34
0,29
3,55
5,41
Na20
4,52
0,60
9,87
15,10
3,12
3,06
П.п.п.
0,24
0,76
0,10
0,79
2,38
0,79
-
Сумма
101,27
99,52
99,77
97,36
98,94
99,80
99,63
1 - граниты Пала-губы [Ферсман, 1941]; 11 - габбро-нориты Чуна-тундры [Куплетский, 1932];
111 - нефелиновые сиениты Хибин [Ramsay, 1894]; IV -уртит Ловозерских тундр [Елисеев, Федо¬
ров, 1953]; V - амфиболит, Малые Кейвы [Сидоренко, 1958а]; VI - средний состав изверженных
пород Финляндии ([Sederholm, 1925], цит. по [Ферсман, 1941]); VII - морена, среднее из 10 анали¬
зов (в % на прокаленное вещество).
Кварц является преобладающим минералом в покровной морене, залегающей
на площади развития пород самого различного состава - щелочных (периферия
Хибинского и Ловозерского массивов), основных и ультраосновных (Мончегор¬
ский и Печенгский районы), различных метаморфических пород (табл. 43).
В таблице 44 сопоставляется минералогический состав распространенных
коренных пород Кольского полуострова и моренных отложений. Обращает на
себя внимание резкое отличие минерального состава морены от щелочных, ос¬
новных и ультраосновных пород и некоторые общие черты с составом гранитов
и гранито-гнейсов, особенно парагнейсов. Есть основания предполагать, что это
объясняется двумя причинами.
Во-первых, сказывается широкое распространение пород кислого состава в
кристаллическом фундаменте Кольского полуострова. Гранитоиды и высокок¬
ремнеземистые метаморфические породы занимают около 80% площади Коль¬
ского полуострова, на долю же щелочных, основных и ультраосновных пород
приходится около 20%. Второй причиной, по-видимому, является избирательное
разрушение минералов коренных пород, причем наименее устойчивыми являлись
породообразующие минералы щелочных, основных и ультраосновных пород.
Покровные отложения нагорных тундр
Гипергенное преобразование материала, из которого потом была сформиро¬
вана морена, происходило в ландшафтно-геохимических условиях, близких кус-
142
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 43
Минеральный состав фракции 0,25-0,1 мм морены на различных коренных породах,
в % от числа зерен
Компонент
Нефелиновые
сиениты
(образец
61-33а)
Кристаллические
сланцы свиты
Имандра-Варзуга
(образец 61-140)
Комплекс
гранул итов, габбро-
диоритов, гнейсов и
плагиогранитов*
Нориты
(образец
61-68)
Легкая фракция
(в % от веса
гранулометрической
79
81
77
72
фракции)
Кварц
74
64
88
78
Полевые шпаты
21
17
12
11
Слюды
5
1
-
11
Нефелин
Ед. з.
-
-
-
Тяжелая фракция
(в % от веса
гранулометрической
21
19
23
28
фракции)
Роговая обманка
70
74
13
76
Гранат
8
11
60
10
Эпидот
Ед. з.
12
2
10
Авгит
Ед. з.
Ед. з.
Ед. з.
Ед. з.
Г иперстен
-
-
10
3
Эгирин
15
-
-
-
Сфен
1
Ед. з.
-
-
Циркон
1
-
-
Ед. з.
Апатит
2
-
-
Ед. з.
Рудные непрозрачные
1
3
6
Ед. з.
Дистен
-
Ед. з.
-
-
Силлиманит
-
-
4
-
Арфведсонит
1
-
-
-
* Среднее из трех анализов, по А. Никонову [1960].
ловиям современной тундры. Следы этих процессов были в значительной мере
затушеваны при ледниковой экзарации, переносе и формировании моренных от¬
ложений. Однако на Кольском полуострове имеются участки, не покрывавшиеся
последним ледником. Такими участками являются вершины горных массивов.
Особенности морфологии этих массивов - их платообразность - создали усло¬
вия, обеспечившие хорошую сохранность от эрозии проявлений гипергенеза лед¬
никового времени.
Ландшафтные условия эпох оледенения, когда горные массивы представляли
собой изолированные группы нунатаков, принципиально не отличались от совре¬
менных условий горной тундры. Таким образом, на поверхности этих массивов
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
143
Таблица 44
Сопоставление минерального состава распространенных коренных пород и мелкозема
морены Кольского полуострова
Минерал
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
Кварц
30-25
-
0-5
-
-
0-10
40-60
40-70
Плагиоклазы
45-30
30-40
55-60
-
-
10-20
40-20
10-0
Полевые шпаты
20-30
-
-
40-50
0-5
-
-
20-15
Биотит и темные
слюды
2-6
-
-
-
-
-
10-15
10-5
Мусковит и светлые
слюдки
0-2
-
-
-
-
-
0-10
5-2
Обыкновенная
роговая обманка
Щелочные
2-6
-
0-30
-
-
85-70
10-5
20-10
роговые обманки
(глаукофан,
арфведсонит)
-
-
-
5-0
0-5
-
-
-
Моноклинные
пироксены
-
2-6
35-5
-
-
5-0
-
-
Ромбические
пироксены
-
50-60
5-0
-
-
-
-
-
Эгирин
-
-
-
10-15
5-15
-
-
-
Нефелин
-
-
-
45-35
90-80
-
-
-
Оливин
-
1-5
5-0
-
-
-
-
-
Дисперсные
1-10
силикаты
I - граниты и гранито-гнейсы; II - нориты (Мончегорский район); III - габбро, местами
амфиболизированное (Монче-тундра); IV - нефелиновый сиенит (Хибины); V - уртит (Луяврурит);
VI - амфиболит; VII - биотитовый гнейс; VIII - средний состав морены.
длительное время совершалось выветривание коренных пород в условиях ланд¬
шафта арктической пустыни и тундры. В настоящее время нагорные плато пред¬
ставляют собой своеобразные острова-горсты плакорных тундровых ландшафтов
на площади ландшафтов северной тайги.
Гранулометрический состав мелкозема покровных отложений (суммы частиц
менее 1 мм) различных нагорных тундр весьма близок (табл. 45). По-видимо¬
му, общность ландшафтных условий гипергенеза обусловливает формирование
мелкозема с однотипным гранулометрическим составом, несмотря на различный
состав исходных пород.
Мелкообломочная часть покровных отложений преимущественно состоит из
тех же минералов, что и исходные коренные породы, однако соотношение мине¬
ралов в покровных отложениях и коренных породах резко отличное. В мелкоземе
покровных отложений Хибинского и Ловозерского массивов имеет место резкое
уменьшение содержания нефелина (от нескольких процентов до почти полно-
144
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 45
Гранулометрический состав мелкозема покровных отложений нагорных плато,
в % от веса частиц мельче 1 мм
Фракция,
мм
Хибины
Монче-тундра
(плато Главного
хребта)
Луяврурт
(плато
Карнасурт)
плато
Юкспор
плато
Расвумчорр
плато
Кукисвумчорр
1-0,5
4,0
11,2
11,6
9,6
7,0
0,5-0,25
8,3
6,7
11,9
8,0
6,9
0,25-0,05
22,2
21,7
31,6
20,5
25,5
0,05-0,01
41,3
38,4
31,7
53,0
39,0
0,01-0,001
21,3
19,7
10,7
6,7
17,7
0,001
2,9
2,1
2,5
0,8
3,7
Таблица 46
Результаты минералогического анализа мелкообломочной части покровных отложеиий
плато Юкспор, в % от числа зерен
Фракция, мм
Компонент
0,05-
0,10
0,10-
0,15
0,15-
0,25
0,25-
0,50
0,50-
1,0
1-2
2-3
>3
Легкая фракция
(в % от веса
гранулометрической
фракции)
68,9
66,6
74,8
81,1
99,1
98,5
-
-
Кварц
Ед. з.
-
Ед. з.
-
-
-
-
-
Кали натровые
полевые шпаты
58
62
64
69
51
31
-
-
Плагиоклазы
1
-
Ед. з.
-
-
-
-
-
Слюда
желто-оранжевая
2
3
Ед. з.
Ед. з.
-
-
-
-
Нефелин
8
5
5
2
-
-
-
-
Бурые агрегаты
31
30
31
29
47
-
-
-
Обломки пород
Тяжелая фракция
(в % от веса
2
69
гранулометрической
фракции)
31,1
33,4
25,2
18,9
0,9
1,5
Биотит
2
12
7
11
-
-
-
-
Эгирин
51
26
22
26
25
-
-
-
Роговая обманка:
-
-
а) зеленая
20
38
25
17
-
-
-
-
б) бурая
12
Ед. з.
10
5
-
-
-
-
Апатит
1
Ед. з.
Ед. з.
-
-
-
-
-
Сфен
4
2
5
3
-
-
-
-
Непрозрачные
10
22
30
19
75
100
-
-
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
145
го отсутствия), в то время как в коренных породах содержание этого минерала
превышает 50% от всего объема породы (табл. 46). Содержание калинатровых
полевых шпатов, наоборот, возрастает и обычно превышает 50% от мелкоземной
части отложений, в то время как в исходных породах эти минералы содержатся в
меньшем количестве.
В мелкоземе покровных отложений также увеличивается содержание темно-
цветных компонентов. Постоянным компонентом тяжелой фракции является эги-
рин, присутствующий в значительном количестве в покровных отложениях трех
изученных нагорных плато. Довольно устойчивое содержание в мелких фракци¬
ях обнаруживают непрозрачные рудные минералы.
Постоянно, но в неодинаковом количестве на различных массивах, присут¬
ствуют амфиболы и слюды. В покровных отложениях Юкспора слюд немного,
но содержание амфиболов составляет более 30% от веса тяжелой фракции. При
этом амфиболы представлены двумя разновидностями: бурой и голубовато-зеле¬
ной (щелочной) роговой обманкой.
Содержание слюд в мелкоземе покровных отложений Расвумчорра больше в
несколько раз, чем на Юкспоре, а на Кукисвумчорре - в 10-20 раз. Содержание же
амфиболов в мелкоземе Расвумчорра меньше в несколько раз, чем на Юкспоре,
а на Кукисвумчорре - в 10 с лишним раз. При этом на Расвумчорре и Кукисвум¬
чорре обнаружена лишь одна разновидность амфиболов, а именно - щелочная
роговая обманка. В мелкоземе Карнасурта обнаружено повышенное содержание
тяжелой фракции, составляющей почти половину мелкообломочной части этих
отложений, главным образом за счет эгирина. Обращает внимание повышенное
содержание кварца в мелких фракциях. Появление обломков породы в более
мелких фракциях (по сравнению с покровными отложениями Хибинских тундр)
объясняется более мелкозернистой структурой коренных пород Карнасурта по
сравнению с рисчорритами Хибин.
Особенности минерального состава тяжелой фракции мелкозема покровных
отложений свидетельствуют, что в покровные отложения нагорных плато входят
не только минеральные компоненты коренных пород, слагающих данный учас¬
ток, но и компоненты пород, расположенных в радиусе нескольких десятков и
сотен метров. В отдельных случаях обнаруживаются компоненты пород, в насто¬
ящее время располагающихся не на плато, а на склоне массива.
Сопоставление результатов минералогического анализа мелкозема покровных
отложений (табл. 47) и коренных габброидных пород Монче-тундры позволяет
отметить, что в покровных отложениях содержится значительно меньше плагио¬
клазов, чем в исходных породах. При этом наибольшее содержание плагиоклазов
(в % от веса гранулометрической фракции) приходится на частицы величиной от
0,25-0,50 до 2-3 мм, что, вероятно, связано со структурой коренных пород, где
плагиоклазы имеют преимущественно крупные размеры. В легкой фракции мел¬
кообломочной части отмечается концентрация кварца, значительно превышаю¬
щая содержание этого минерала в коренных породах. В мелких фракциях за счет
146
Гипергенез четвертичного триода
Таблица 47
Результаты минералогического анализа мелкозема покровных отложений
плато Монче-тундра, в % от числа зерен
Фракция, мм
Компонент
0,05-
0,10
0,10-
0,15
0,15-
0,25
0,25-
0,50
0,50-
1,0
1-2
2-3
>3
Легкая фракция
(в % от веса
гранулометрической
фракции)
6,3
65,0
63,2
68,1
63,6
55,6
—
—
Кварц
36
34
17
11
15
1
-
-
Капинатровые
полевые шпаты
2
1
'
Ед. з.
-
-
-
-
Плагиоклазы
25
29
50
83
75
87
38
-
Биотит
37
33
23
5
-
-
-
-
Слюдистые агрегаты
Обломки местных
1
3
9
1
—
—
—
-
пород
Тяжелая фракция
(в % от веса
10
12
62
100
гранулометрической
фракции)
36,4
35,0
36,8
31,9
36,4
44,4
—
—
Биотит
Ед. з.
3
Ед. з
-
-
-
-
-
Роговая обманка
83
80
71
53
-
-
-
-
Эпидот-цоизит
9
9
12
Ед. з
-
-
-
-
Гранат
Слабо прозрачные
8
8
3
2
1
—
—
—
агрегаты эпидота,
серицита, роговой
обманки
Магнетит и
—
14
40
99
100
—
—
титаномагнетит
■
Ед. з.
уменьшения содержания плагиоклазов увеличивается содержание цветных мине¬
ралов - в первую очередь роговой обманки, биотита, а также эпидота и граната.
На основании полученных данных можно констатировать, что минералы ко¬
ренных пород вошли в состав покровных отложений в ином соотношении, чем
они находились в исходных породах.
В процессе формирования покровных отложений, по-видимому, имело место
разрушение неустойчивых минералов - в первую очередь нефелина и основных
плагиоклазов - и относительное обогащение устойчивыми минералами. С этим
связано обогащение мелкообломочной части, покровных отложений тяжелыми
минералами. Интересно, что подобное явление отмечено для приполярных райо¬
нов Северной Америки [Hill, Tedrow, 1961].
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
147
Проявления гипергенеза в условиях нагорных тундр
Даже при беглом осмотре обращает на себя внимание неровная, изъеденная
поверхность обломочного материала, покрывающего платообразную поверхность
нагорных тундр. Внимательное рассмотрение обломков невооруженным глазом
позволяет констатировать, что при выветривании здесь происходит избиратель¬
ное разрушение минералов. В результате на месте неустойчивых минералов об¬
разуются впадины. Это явление получило название “оспенного выветривания”.
В условиях нагорных тундр Хибинского и Ловозерского массивов при выветри¬
вании нефелиновых сиенитов на месте нефелина образуются впадины, а зерна
эгирина и полевых шпатов рельефно выступают на поверхности обломка. В усло¬
виях нагорного плато Монче-тундры избирательное выветривание особенно за¬
метно на полосчатых разновидностях амфиболизированного габбро. Над белыми
полосами, сложенными основными плагиоклазами, возвышаются темно-зеленые
полосы, сложенные ассоциацией более устойчивых минералов, - роговой обман¬
кой, гранатом, цоизитом. Аналогичное явление описано О. Хольтедалем [1958]
для Норвегии. При выветривании эпидотовых амфиболитов впадины образуются
на месте основных плагиоклазов.
Насколько интенсивно происходит гипергенное разрушение обломочного
материала, свидетельствует величина выноса некоторых химических элементов
поверхностными водами. Расчеты показывают, что с 1 га Хибинского и Лово¬
зерского массивов выносится за пределы района в год около 15-20 кг щелочей и
немного меньше кремния [Добровольский, 1963].
Разрушение неустойчивых минералов сопровождается возникновением ново¬
образований. Нефелин в условиях Хибинских и Ловозерских тундр интенсивно
разрушается с образованием тонкодисперсных минералов с показателем прелом¬
ления 1,540-1,552. Замещение нефелина обычно начинается по тончайшим тре¬
щинкам с образованием сетчатой структуры замещения.
Наряду с гипергенными силикатами часто присутствуют тонкие пленки гид¬
роокислов железа. Эти новообразования возникают, по-видимому, не за счет раз¬
рушения железосодержащих минералов (например, эгирина), а за счет железа,
находящегося в виде примеси в нефелине. Отметим, что содержание железа в
нефелине Юкспора составляет 0,8-2%. Эгирин и калинатровые полевые шпаты
при этом не изменяются.
В покровных отложениях Монче-тундры энергичному гипергенному преоб¬
разованию подвергается плагиоклаз. Под микроскопом видно, как зерна плагиок¬
лаза в периферической части обломков по спайным и катакластическим трещин¬
кам замещаются вторичным силикатом. Скопления дисперсного силиката часто
сопровождаются пленками гидроокислов железа. Интересно отметить, что на
фоне столь интенсивного изменения полевых шпатов темноцветные компоненты
габбро Главного хребта (роговая обманка, гранат, цоизит) совершенно не затра¬
гиваются процессами выветривания. По-видимому, легкоразрушающиеся мине-
148
Гипергенез четвертичного периода
рапы (нефелин, основные плагиоклазы) играют роль своеобразного предохрани¬
теля других минералов. Пока полностью не разрушатся нефелин и плагиоклазы,
устойчивые минералы сохраняют свою свежесть. Охранная роль легкоразруша-
ющихся минералов обеспечивает накопление устойчивых минералов в виде све¬
жих обломков.
Часть гипергенных новообразований эфемерна и существует лишь во второй
половине лета, после иссыхания верховодки. В эти периоды в Хибинских тунд¬
рах можно видеть тонкие белесые налеты и порошковатые пленки на поверхно¬
сти обломков. С началом дождей эти налеты исчезают. Изучение налетов в им¬
мерсионных препаратах под микроскопом позволило обнаружить, что они состо¬
ят из цеолитов и опала.
Цеолиты образуют мелкие пластинчатые выделения величиной в сотые доли
миллиметра. Наиболее распространенная разновидность цеолитов имеет сле¬
дующую кристаллооптическую характеристику: Ng-1,493 (±0,003); Np—1,482
(±0,003); Ng'-Np-0,011. Минерал обладает совершенной спайностью по {ПО},
Ng совпадает с третьей кристаллографической осью. В капле HCI порошок це¬
олита желатинирует. По сумме свойств минерал определяется как натролит.
В подчиненном количестве в налетах присутствует изотропный минерал с
показателем преломления N=1,479 (±0,003). Учитывая изотропность и величину
преломления, минерал ориентировочно определен как фоязит.
Также в подчиненном количестве присутствует в массе налетов опал. Он изот¬
ропный, светопреломление меняется в пределах 1,44-1,45. Можно предполагать,
что опал постоянно присутствует в рыхлых отложениях. Об этом, в частности,
свидетельствует преобладание кремния над алюминием в слабых щелочных вы¬
тяжках из рыхлых отложений.
Тонкодисперсная часть четвертичных отложений
На основании результатов иммерсионного и рентгеноструктурного анализов
можно констатировать, что фракция менее микрона четвертичных отложений
Кольского полуострова состоит из смеси высокодисперсных силикатов, среди
которых преобладают смешаннослойные гидрослюдисто-монтмориллонитовые
образования. Для фракций менее микрона, выделенных из мелкозема покровных
отложений Хибинских и Ловозерских тундр, типично заметное присутствие рен¬
тгеноаморфных веществ (табл. 48).
С целью отделения части рентгеноаморфного вещества образцы фракции
менее 0,001 мм были обработаны 2-нормальным раствором КОН и после этого
подвергнуты рентгеноструктурному анализу, результаты которого сведены в
таблице 49. Данные таблицы показывают, что проанализированный материал
представлен преимущественно смешаннослоистыми дисперсными минералами
гидрослюдисто-монтмориллонитового типа. Можно также предполагать, что в
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
149
Таблица 48
Светопреломление дисперсных частиц (фракции меиее 0,001 мм) четвертичных отложений
Кольского полуострова
Район
Распространенные
значения Nm
Nm-Np'
Примечания
Покровные отложения тундр
Юкспор
(Хибины)
Резко преобладает микроскопически
аморфный материал; встречаются
1,542-1,548
отдельные сгустки ржаво¬
бурого цвета с более высоким
светопреломлением-до 1,576
Расвумчорр
1,545-1,549
0,012
Аморфного вещества и ржаво-бурых
(Хибины)
сгустков немного
Ку кисву мчорр
Карнасурт
(Ловозерские тундры)
1,553-1,557
0,015
Аморфного вещества много;
ржаво-бурых сгустков мало
Аморфного вещества и ржаво-бурых
1,554-1,548
0,013
сгустков мало
Главный хребет
1,545-1,555
0,013
Аморфного вещества сравнительно
(Монче-тундра)
много; ржаво-бурых сгустков мало
Морена
Ст. Оленья
Нюд
(Мончегорский район)
1,54—1,555
0,012
Аморфного вещества и ржаво-бурых
сгустков мало
1,544-1,553
0,012
Аморфного вещества мало
Аллювиальные отложения
Сухой Йовас
(высокая
надпойменная терраса
Вся дисперсная масса имеет заметно
ржавый оттенок; в сгустках и
1,595-1,608
0,025
чешуйках наиболее интенсивно
р. Варзуги)
ржавого цвета светопреломление до
1,630
состав дисперсной массы в подчиненном количестве входит минерал типа гид¬
рохлорита.
Термограммы фракции менее микрона четвертичных отложений Кольского
полуострова характеризуются постоянным наличием хорошо выраженных эн¬
дотермических эффектов около 150, 550 и 850°, указывающих на присутствие
значительного количества минералов гидрослюдистого типа. В подчиненном ко¬
личестве присутствуют дисперсные гидрохлориты, вермикулиты и гидробиоти¬
ты. В отдельных образцах фиксируется значительное количество аллофаноидов
и гидроокислов железа.
Таким образом, фракция менее микрона морены и покровных отложений
нагорных плато Кольского полуострова в значительной мере сложена одними и
теми же минералами смешаннослоистой структуры типа гидрослюдисто-монтмо-
риллонитовых образований. Дисперсная масса покровных отложений нагорных
плато отличается от таковой морены значительной примесью рентгеноаморфных
150
Гипергенез четвертичного триода
Таблица 49
Результаты рентгеноструктурного анализа (фракции менее 0,001 мм)
четвертичных отложений Кольского полуострова*
(аналитик Б.А. Градусов, Почвенный институт им. В.В. Докучаева)
Юкспор
(образец 61-5)
'‘Сухой Иовас”
(нижнее течение
р. Варзуги)
Карнасурт
(образец 61-128)
Расвумчорр
(образец 61-37)
Ку Киеву мчорр
(образец 61-55)
d
/
d
/
d
i
d
i
d
i
15,84
ЮОш
15,84
10ш
14,86
Юш
14,86
ЮОш
15,12
Юш
7,567
1-2
7,202
2
10,09
3
10,12
1-2
10,09
3
4,4678
6ш
4,4678
2-3
7,110
3
7,110
3
7,110
2
3,3424
2-3
3,3424
10
4,4678
4
5,3063
3
5,3063
3
2,6983
3
2,6983
5
3,3424
8
4,8503
10
4,7955
10
2,4813
3
-
-
2,6385
3
4,2987
5
4,2987
5
1,8596
1-2
1,9946
1-2
1,9946
2
3,3424
4
3,3424
4
1,6652
2
1,6652
2
1,6652
3
2,6983
3
2,6983
3
1,5000
2
1,5149
3
1,5149
4
. 2,4813
2
2,4813
2
1,2813
2
1,2813
2
1,2813
3
1,8595
1-2
1,8545
1
1,6652
1
1,6652
1-2
1,5149
4
1,5149
2
* Условия съемки: Fe-излучение; d=57,3 мм; камера РКД.
веществ (аллофаноидов, гидроокислов железа, опала, может быть, гидроокислов
алюминия). Этот вывод хорошо согласуется с данными А.П. Афанасьева [1960],
установившего, что морены, залегающие у подножия Хибинского и Ловозерского
массивов, обогащены гидроокислами железа и аллофаноидами.
Весьма важным вопросом является генезис дисперсной части четвертичных
отложений. Тщательное изучение вещественного состава покровной морены (на¬
иболее распространенного типа четвертичных отложений на Кольском полуос¬
трове) показало, что в толще морены не образовывались дисперсные силикаты.
Аналогичное положение обнаруживается в отложениях морских террас и круп¬
ных бассейнов.
Совершенно особую область гипергенеза представляет ландшафт нагорных
тундр. Поскольку эти участки не покрывались ледником (во всяком случае послед¬
ним, сформировавшим покровную морену), здесь длительное время развивались
процессы гипергенеза, которые привели к образованию покровных отложений.
Близкий состав дисперсной части покровной морены и покровных отложений
нагорных тундр позволяет предполагать однотипные условия генезиса диспер¬
сных минералов. По-видимому, дисперсные частицы, содержащиеся в морене,
переотложены, в то время как дисперсные минералы нагорных тундр находятся
в состоянии in situ.
Особенности минерального состава и в первую очередь содержания и состава
тонкодисперсной фракции определенным образом отражаются на цвете четвер-
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
151
Таблица 50
Спектрофотометрическая характеристика четвертичных отложений
Кольского полуострова, в % от полного отражения света
Длина волны, тц
Морена (3 образца)
Покровные отложения горных плато (3 образца)
432
20
14
(20-21)
(13-14)
465
24
17
(23-25)
(17-18)
496
27
21
(27-28)
(19-22)
533
30
26
(28-31)
(25-26)
574
32
30
(31-32)
(27-32)
665
33
38
(30-36)
(38-39)
726
35
44
(31-38)
(43-44)
тичных отложений Кольского полуострова. При фотометрическом изучении мо¬
рены и покровных отложений нагорных тундр были получены следующие сред¬
ние (а в скобках крайние) значения (табл. 50).
Сопоставление характера поглощения света в морене и отложениях нагор¬
ных плато ясно показывает их отличие. Отложения нагорных плато относительно
сильно отражают длинноволновую часть спектра. Для моренных отложений ти¬
пично слабо выраженное дифференцирование при поглощении различных частей
спектра. В результате окраска этих отложений лишена бурых оттенков, преобла¬
дают серые тона, часто с зеленоватым и даже голубоватым оттенками.
Редкие и рассеянные химические элементы
в четвертичных отложениях
Состав рассеянных элементов в покровных отложениях нагорных тундр хо¬
рошо отражает особенности состава коренных пород. Ловозерский массив нефе¬
линовых сиенитов обогащен титаном, марганцем, цирконием, ниобием, редко¬
земельными элементами, стронцием, барием. Именно эти химические элементы
содержатся в повышенном количестве в покровных отложениях нагорных плато
Луяврурта по сравнению с покровными отложениями других районов. В покров¬
ных отложениях Монче-тундры отражены геохимические особенности местных
кристаллических пород - здесь имеет место повышенное содержание никеля, ко¬
бальта, меди, хрома (табл. 51).
152
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 51
Среднее содержание рассеянных элементов в покровных отложениях нагорных плато
Кольского полуострова, в М0°% (по данным 80 анализов)
Элемент
Достоверная
чувствительность
определения
Хибинский
район
Район Луяврурта
Мончетундровский
район
Ti
1
200
300
140
Мп
1
140
300
100
V
1
10
10
16
Си
1
6
3
10
Ni
1
1,8
1
10
Со
1
1,8
1
3
Zr
1
8
38
9
Ga
1
9
10
10
Ва
10
30
100
10
Sr
10
70
140
16
Элементы, обнаруженные в количестве, равном или меньшем
достоверной чувствительности определения
Yb
1
0,8
5
0,7
Y
10
1
8
0,7
Nb
10
7,5*
38
-
Zn
10
6
10
5
Pb
10
2
10
4
Cr
10
3-
-
9
Sc
5
2*
5
3*
Sn
1
-
0,5
-
Be
1
0,5*
0,7
-
Mo
1
0,5*
-
-
La
10
5*
5
-
Столь хорошее отражение особенностей микроэлементного состава коренных
пород в покровных отложениях нагорных плато мы объясняем резким преоблада¬
нием в составе этих отложений материала местных коренных пород.
Содержание рассеянных элементов в морене зависит от ее минерального со¬
става. Маломощная морена, залегающая на залесенных возвышенностях (“вара-
ках”) и горных склонах, содержит несколько больше местного материала, чем
мощная морена, залегающая на равнинных участках, или отложения морских тер¬
рас и бассейнов. Поэтому маломощная морена, залегающая на возвышенностях и
склонах, довольно хорошо отражает микроэлементный состав коренных пород. В
качестве примера приведем сопоставление рассеянных элементов в габбро-нори¬
тах, слагающих склон массива Нюд, и в залегающей на норитах морене.
Произведенная нами статистическая обработка результатов около 20000 спек¬
тральных анализов позволила установить неодинаковый характер распределения
различных рассеянных элементов в маломощной морене. В частности, обращают
на себя внимание различия в гипергенном рассеянии никеля и меди в моренных
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
153
отложениях района Волчьих тундр. В то время как вариационные кривые никеля
имеют один отчетливый пик, кривые содержания меди более растянуты и часто
бидисперсны (рис. 27).
Это явление, очевидно, объясняется неоднородностью морены, в составе ко¬
торой наряду с обломочным материалом местных пород, обогащенных медью,
присутствует дальнеприносный обломочный материал с более низким содержа¬
нием меди. Соотношение местного и дальнеприносного материала, а также яв¬
ления гипергенного перераспределения влияют на конфигурацию вариационных
кривых.
Как видно на рисунке 28, в тяжелой фракции четвертичных отложений накап¬
ливаются кобальт, свинец, барий, стронций и некоторые другие элементы. В дис-
Содержание, мг/л
Ti Mn V Си Pb Zn Ni Со Ga Zr Ва Sr
Рис. 27. Распределение содержа¬
ния никеля и меди в моренных отложе¬
ниях лесной зоны Волчьих Тундр
1 - по данным 1804 анализов;
2 - по данным 3072 анализов; 3 - по
данным 13270 анализов
Рис. 28. Соотношение содержания
некоторых химических элементов в
тяжелой фракции (а) и во фракции
частиц менее 0,001 мм (б) с
содержанием этих же элементов в
общей массе четвертичных отложений
/ - покровные отложения в
нагорных плато Хибин (по данным 64
анализов); 2 - морена в районе массива
Нюд (по данным 28 анализов)
154
Гипергенез четвертичного периода
персной массе рыхлых отложений большая часть рассеянных элементов обычно
не обнаруживает значительной концентрации (сравнительно с содержанием в
общей массе отложений). Для некоторых элементов (меди, цинка и никеля) отме¬
чается тенденция к небольшому увеличению. Содержание ряда рассеянных эле¬
ментов во фракции менее микрона равно или даже меньше, чем в общей массе
отложений. Кобальт, барий и стронций в этой фракции часто вообще не улавли¬
ваются спектральным анализом. Однако на участках повышенного содержания
никеля обнаружено не только значительное содержание этого элемента в общей
массе четвертичных отложений, но и увеличение его концентрации во фракции
менее 0,001 мм этих отложений.
Обращает на себя внимание факт близкого содержания многих рассеянных
химических элементов в легкой и тяжелой фракциях. Это связано с большим со¬
держанием обломочных силикатов в песчано-алевритовой части четвертичных
отложений Кольского полуострова. Поэтому, по-видимому, микроэлементный
состав песков аллювия горных рек равнинной территории и междуречных супес¬
чано-суглинистых отложений слабо отличается.
Пространственное размещение
проявления гипергенеза
Сравнительное изучение основных типов четвертичных отложений и корен¬
ных пород Кольского полуострова показывает, что толща четвертичных отложе¬
ний не есть механически перетертый ледником материал коренных пород, а про¬
дукт гипергенного преобразования этих пород, своеобразная кора выветривания.
Рассматривая четвертичные отложения как гипергенное образование, среди них
можно выделить два основных типа.
Первый тип образований обладает ясно выраженным элювиальным характе¬
ром и представлен устойчивыми минералами коренных пород и продуктами ги¬
пергенного преобразования неустойчивых минералов в условиях нивально-тунд-
рового ландшафта. Процессы гипергенного минералообразования на разных ста¬
диях хорошо сохранились и доступны непосредственному изучению. Этот тип
образований приурочен к нагорным плато, представляющим собой горстовидно
поднятые участки нижнечетвертичного пенеплена.
Второй тип образований представлен покровной мореной и отложениями, ге¬
нетически связанными с мореной (отложения морских террас и бассейнов, флю-
виогляциальные отложения). Покровная морена сложена преимущественно ус¬
тойчивыми минералами коренных пород и небольшим количеством дисперсной
глинистой массы и представляет собой переотложенный материал типа покров¬
ных отложений нагорных плато. После формирования морены процессы гиперге¬
неза были, по-видимому, сильно подавлены.
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
155
Мы предполагаем, что в ледниковый период нивально-тундровые условия,
сейчас сохранившиеся только в условиях нагорных плато, были повсеместно рас¬
пространены на Кольском полуострове. Сформированная в этих условиях кора
выветривания была захвачена ледником и переотложена в виде морены. Релик¬
ты нивально-зундровой коры выветривания сохранились на поверхности горных
тундр.
Работами А.В. Сидоренко [1958а] на Кольском полуострове установлены
многочисленные проявления древнего (доледникового) гипергенеза. Доледнико¬
вая кора выветривания Кольского полуострова весьма напоминает древнюю кору
выветривания Урала, Казахстана и других районов и обладает характерным ком¬
плексом минералов (каолинит, галлуазит, хлорит, гидрогематит и др.), которые
отсутствуют в покровных отложениях тундр. В связи с этим следует подчерк¬
нуть, что исходным материалом ледниковых отложений была преимуществен¬
но нивапьно-тундровая кора выветривания, так как типичные минералы древней
коры выветривания (каолинит, галлуазит, хлорит и др.) в составе морены в значи¬
тельном количестве не обнаружены.
Специфика нивально-тундрового гипергенеза обусловила минералого-геохи¬
мические особенности четвертичных отложений Кольского полуострова. Харак¬
терной их чертой является высокое содержание тяжелых минералов, а в легкой
фракции - большое количество полевых шпатов и слюд. Поэтому пески Кольско¬
го полуострова содержат рассеянные химические элементы примерно в таком же
количестве, что и супесчано-суглинистые ледниковые отложения. Этим четвер¬
тичные отложения Кольского полуострова отличаются от ледниковых отложений
Русской равнины, где пески имеют существенно кварцевый состав и соответ¬
ственно пониженное содержание рассеянных элементов.
Геохимические особенности отложений в значительной мере определяются
их генезисом. Поэтому наиболее важное значение для гипергенеза и наибольшее
площадное распространение имеют следующие геохимические обстановки:
1. Обстановка активной миграции химических элементов кристаллического
основания, соответствующая ландшафтам нагорных тундр, где сохранилась ни-
вально-тундровая кора выветривания (покровные отложения нагорных плато).
2. Обстановка затрудненной миграции химических элементов кристалличе¬
ского фундамента, соответствующая склонам крупных массивов и невысоким со¬
пкам, перекрытым ледниковыми отложениями небольшой мощности, обогащен¬
ными местным обломочным материалом.
Внутри первых двух обстановок могут быть выделены разновидности, обус¬
ловленные составом активно мигрирующих химических элементов, например,
редкоземельная разновидность обстановки активной миграции или медно-нике¬
левая разновидность обстановки затрудненной миграции.
3. Обстановка, занимающая подавляющую часть площади Кольского полу¬
острова, характеризуется мощными аллохтонными аккумуляциями, полностью
экранирующими и подавляющими миграцию.
156
Гипергенез четвертичного периода
Тундрово-нивальный гипергенез и состав
ледниковых отложений Европы
Подавляющее большинство исследователей рассматривает ледниковые отло¬
жения как продукт механической дезинтеграции горных пород области ледни¬
кового сноса, разбавленный механическими обломками осадочных отложений,
захваченных ледником по пути его распространения. Такую интерпретацию
ледниковых отложений мы встречаем у большей части петрографов и литологов
[Пустовалов, 1940; Швецов, 1948; Страхов, 1960]. Эта точка зрения принимается
многими геологами - специалистами по четвертичному периоду [Яковлев, 1956;
и др.].
Полученные нами данные позволяют внести существенные уточнения в изло¬
женные выше представления.
Представление о ледниковых отложениях как о механической смеси измель¬
ченных частиц горных пород области питания материковых ледников по сущес¬
тву подкрепляется только одним исследованием - химическими анализами чет¬
вертичных суглинков Южной Норвегии, произведенными сотрудниками Мине¬
ралогического института при университете в Осло [Hougen, Kluver, Lokke, 1925].
На основании этих анализов В.М. Гольдшмидт [Goldschmidt, 1933] рассчитал
средний состав четвертичных отложений и сравнил его со средним составом из¬
верженных пород Земли в целом и составом крупного массива кристаллических
пород Южной Норвегии (ордалита), площадь которого составляет около 150 км2
(табл. 52).
Сопоставление этих цифр привело В.М. Гольдшмидта к заключению о том,
что при денудации исследованной области на протяжении ледникового периода
имели место главным образом процессы механического измельчения и только в
относительно ничтожном объеме - химическое выветривание. Соответственно
ледниковые и послеледниковые глинистые отложения состоят только из механи¬
чески измельченного каменного материала. Следует заметить, что, высказывая
мнение о четвертичных отложениях как о механически измельченном материале
коренных пород, В.М. Гольдшмидт не привел ни одного минералогического ана¬
лиза, хотя доказать положение об идентичности минерального состава коренных
пород и четвертичных отложений можно только минералогическим анализом.
Анализ четвертичных глин в той форме, в которой он приведен В.М. Голь¬
дшмидтом, неудобен для сравнения с другими данными по химическому составу
четвертичных отложений, так как включает в себя карбонаты, органическое ве¬
щество и воду. Кроме того, средние величины не дают полного представления о
колебаниях содержания в реальных образцах. Поэтому, взяв исходные аналити¬
ческие данные 81 анализа [Hougen, Kluver, Lokke, 1925], мы проследили вариа¬
ции состава норвежских глин (рис. 29) и определили приближенные величины
модальных значений. Пересчитав полученные данные на 100% после искпюче-
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
157
С о д е р ж а и и е, %
Рис. 29. Вариации компонентов химического состава ледниковых глин Южной Норвегии
ния воды, органического вещества и карбонатов*, мы получили цифры, соответ¬
ствующие среднему составу глин в расчете на прокаленное безгумусное и бес-
карбонатное вещество. Результаты сведены в таблице 53.
Сравнивая полученные данные с составом ордалита, мы видим, что в про¬
цессе образования четвертичных глин имела место значительная перегруппиров¬
ка химических элементов, выразившаяся в обогащении глин железом в окисной
форме и потерей половины силикатного кальция и натрия.
Таким образом, простое сопоставление химического состава исходных пород
и четвертичных глин показывает, что при образовании последних происходит ос¬
новательное гипергенное преобразование пород.
* Всё содержание С02 условно пересчитывалось на Са.
158
Гипергенез четвертичного периода
Таблица 52
Химический состав изверженных пород и четвертичных глин Южной Норвегии
Компонент
Состав ордалита [Goldschmidt, 1933]
Средний состав четвертичных
глин [Hougen etal., 1925]
образец I
образец II
Si02
62,25
61,64
59,19
тю2
0,94
0,97
0,79
А12о3
15,15
15,44
15,82
Ре2°Э
0,96
0,92
3,41
FeO
4,49
4,64
3,58
МпО
0,07
Не обн.
0,11
MgO
3,92
4,28
3,30
СаО
4,47
4,85
3,07
ВаО
0,06
Не обн.
-
Na20
3,30
3,55
2,05
К20
3,50
3,24
3,93
РА
0,16
0,15
0,22
С02
0,06
0,12
-
S
0,04
Не обн.
0,07
^2^-105е
0,05
П
-
^2^+105*
0,57
U,4J
3,02
so3
-
-
0,08
Сумма
99,99
100,23
98,64
Пересчет среднего состава норвежских глин
Таблица 53
Компонент
Приближенные величины
модальных значений воздушно¬
сухого веществ
Состав прокаленного
бескарбонатного и безгумусного
вещества, %
Si02
60
62,9
а,2°з
16
16,5
Fe2°3
3,5
3,8
FeO
4,0
4,2
СаО (силикатн.)
2,8
2,9
MgO
3,4
3,6
к2°
3,8
4,0
Na20
1,8
1,9
н2о
3,3
-
Сумма
98,6
99,8
Масштабы этого преобразования будут выглядеть еще более значительными,
если данные химического анализа мы представим в виде реально существующих
природных химических соединений - минералов. Натрий и кальций в извержен¬
ных породах входят в состав слюд, амфиболов и пироксенов, но основная часть
массы этих элементов связана в полевых шпатах - наиболее распространенных
породообразующих минералах. Вынос натрия и кальция означает разрушение
Глава V. Проявления гипергенеза в исходной области...
159
этих минералов. Потеря половины содержания натрия и кальция говорит о ги¬
пергенном разрушении огромной массы силикатов кристаллических пород.
Следовательно, на основании среднего химического состава четвертичных
глин мы можем говорить о разрушении не половины, а значительно большего
количества силикатов кристаллических пород Норвегии. Поэтому заключение
В.М. Гольдшмидта о том, что ледниковые глинистые отложения состоят только
из механически измельченных коренных кристаллических пород, представляется
нам несостоятельным, а представление о слабо выраженном гипергенезе в ни-
вально-тундровых ландшафтах - неверным.
Попытку сопоставить не химический, а минеральный состав кристалличе¬
ских пород и ледниковых отложений в условиях Скандинавии сделал А. Саль-
минен [Salminen, 1935]. С учетом результатов минералогического анализа он
пересчитал на минералогический состав средние данные из 14 химических ана¬
лизов ледниковых глин Финляндии. При сопоставлении данных А. Сальминена
со средним минеральным составом изверженных пород Финляндии, при всей ус¬
ловности произведенного указанным автором пересчета результатов химических
анализов четвертичных глин на минералогический состав, было обнаружено, что
в четвертичных отложениях значительно меньше главных породообразующих
минералов - полевых шпатов: 43% в четвертичных отложениях против 62% в
исходных породах. Кроме того, в четвертичных отложениях в значительном ко¬
личестве (около 20%) появляется «слюдистый минерал», отсутствующий в извер¬
женных породах, и несколько увеличивается содержание кварца. Тем не менее,
несмотря на явное изменение минералогического состава ледниковых отложений
по сравнению с коренными породами, А. Сальминен также считал, что четвер¬
тичные отложения являются результатом преимущественно механического из¬
мельчения коренных пород.
Весьма интересную работу произвел Б. Коллини [Collini, 1950]. Этот иссле¬
дователь выполнил сравнительный минералогический анализ свежих коренных
пород, на которых расположены горные ледники Швеции, и твердой взвеси лед¬
никовых вод. Коренные породы представлены гранитами с содержанием полевых
шпатов 50-70% и слюд не более 10%, а ледниковые воды выносят совершенно
иные минералы - продукты современного гипергенного преобразования кристал¬
лических пород - дисперсные гидрослюды.
Высокий авторитет В.М. Гольдшмидта как одного из основателей геохимии,
по-видимому, оказал влияние на то, что многие крупнейшие исследователи при¬
няли положение об отсутствии в тундрово-нивальных ландшафтах гипергенных
процессов. Так, например, А.Е. Ферсман [1941], отмечая миграцию ряда хими¬
ческих элементов на Кольском полуострове (в том числе такого трудноподвижно¬
го элемента, как кремний), в то же время писал о подавленности в этих условиях
процессов химического выветривания.
Между тем обнаруживались факты, свидетельствовавшие о противополож¬
ном. П.А. Земятченский [1933] отметил в Хибинах выветривание нефелиновых
160
Гипергенез четвертичного периода
сиенитов. Э. Бданк и Г. Кеезе [Blanck, Keese, 1928] обнаружили ясные призна¬
ки выветривания кристаллических пород.на севере Норвегии, А.А. Роде [1937,
1938] на основании минералогического и химического анализов четвертичных
отложений северо-запада Русской равнины высказал мысль, что эти отложения
являются продуктами выветривания исходных кристаллических пород (А.А. Ро¬
де считал, что это выветривание происходит параллельно почвообразованию).
При минералогических анализах четвертичных отложений, залегающих в
Западной Европе к югу от Скандинавии и содержащих валуны скандинавских
пород, также были обнаружены факты, указывающие на гипергенное преобра¬
зование минералов исходных пород. В частности, минералогический состав без-
вапунной части ледниковых отложений Северной Германии [Leinz, 1933; Fiedler,
1937] и прибалтийских песков [Engelhardt, 1942; Hellmers, 1952] характеризуется
резким увеличением содержания кварца (до 70%) и значительным уменьшением
количества полевых шпатов (около 20%). Что же касается пироксенов, амфибо¬
лов и слюд, являющихся породообразующими минералами в коренных породах
Скандинавии, то они в четвертичных отложениях южного побережья Балтийс¬
кого моря приобретают значение акцессорных минералов. Состав четвертичных
отложений южной части Центральной Европы (лёссовидные суглинки) весьма
близок к минеральному составу ледниковых отложений Южной Прибалтики и
имеет аналогичные отличия от состава коренных пород Скандинавии [Kubach,
1943; Scheffer, Meyer, Kalk, 1958].
Таким образом, результаты минералогического анализа четвертичных отло¬
жений Европы свидетельствуют, что ледниковые отложения, генетически связан¬
ные с кристаллическими породами Фенноскандии, имеют иной минералогичес¬
кий состав по сравнению с этими породами. Следовательно, ледниковые отложе¬
ния являются не смесью механически измельченных обломков коренных пород
области сноса, а продуктом их определенного гипергенного преобразования.
Глава VI
ОСОБЕННОСТИ ПРОЯВЛЕНИЙ
ГУМИДНОГО ТИПА ГИПЕРГЕНЕЗА
Четвертичные отложения
Восточно-Европейской равнины
как результат гипергенеза
Генезис состава четвертичных отложений
Четвертичные отложения Восточно-Европейской равнины представляют со¬
бой трехфазную дисперсную систему, включающую грубообломочные, песчано¬
алевритовые и тонкодисперсные компоненты. Вещественный состав этих компо¬
нентов резко отличен.
1. Состав грубообломочного материала (обломков крупнее 5 мм) рыхлых поч¬
вообразующих пород Восточно-Европейской равнины неодинаков в различных
районах. В северной половине этой территории преобладает дальнеприносный
валунный материал, по направлению к югу его содержание уменьшается, и уве¬
личивается содержание обломков местных пород. При этом на большей - запад¬
ной - части этой площади валуны представлены в значительной мере обломками
кристаллических пород Южной Финляндии и Карелии, а к востоку от Тимана
преобладают валуны горных пород Новой Земли и частично Урала (известняки,
глинистые сланцы, зеленокаменные породы).
Помимо кристаллических пород, присутствуют обломки карбонатных пород
Русской платформы. Валуны кристаллических пород слабо выветрены и сохра¬
няют структуру и минералы (в том числе неустойчивые) исходных пород. В ва¬
лунах и обломках карбонатных осадочных пород карбонаты в значительной мере
выщелочены, и сохранились лишь участки, сложенные халцедоном (кремни).
2. Мелкообломочная часть четвертичных отложений состоит из минералов,
процентное содержание которых является функцией их устойчивости при гипер-
генезе. Именно поэтому состав обломочных минералов в отложениях скандинав¬
ских ледников различного возраста настолько сходен, что использовать минера¬
162
Гипергенез четвертичного периода
логический принцип для определения района исходной породы часто невозмож¬
но, в то время как источник сноса успешно определяют по петрографическому
составу валунов. Изучение мелкообломочной (песчано-алевритовой) части чет¬
вертичных отложений имеет особо важное значение, так как эти компоненты со¬
ставляют более половины массы отложений.
Многочисленные минералогические анализы показывают, что количество по¬
родообразующих минералов (то есть компонентов, составляющих не менее 5%
от веса частиц крупнее 0,01 мм) в четвертичных отложениях невелико. При этом
выделяются породообразующие минералы, распространенные по всей террито¬
рии Европейской России (кварц, полевые шпаты), и минералы, имеющие значе¬
ние породообразующих лишь в четвертичных отложениях отдельных районов
(роговая обманка, халцедон, минералы группы эпидота и др.).
Минералогический состав песчано-алевритовой части четвертичных отложе¬
ний тесно связан с составом пород, которые явились источником обломочного
материала. Преобладающими породообразующими минералами Кольско-Ка-
рельской области являются полевые шпаты, роговая обманка, кварц, слюды, пи-
роксены, гранаты.
Рыхлые отложения, в состав которых входит обломочный материал, прине¬
сенный с Балтийского щита, обогащены указанными выше минералами. При
этом неустойчивые в зоне гипергенеза минералы (основные и средние плагио¬
клазы, пироксены и слюды) быстро разрушаются и постепенно исчезают в на¬
правлении от источника сноса. Более устойчивые минералы - роговая обманка,
гранаты, капинатровые полевые шпаты - выдерживают значительно более протя¬
женную миграцию.
Для осевой части Урала весьма характерны так называемые зеленокамен¬
ные породы (гидротермально преобразованные осадочно-метаморфические и
эффузивные), для которых типичны минералы группы эпидота и хлориты; на
отдельных участках широко распространен актинолит. Из названных минера¬
лов наибольшей устойчивостью обладает эпидот. Естественно, что покровные
отложения Приуралья обогащены эпидотом, который часто является породооб¬
разующим минералом в этих отложениях. К западу и югу содержание эпидота
постепенно убывает.
Состав минералов тяжелой фракции дочетвертичных и ледниковых отложе¬
ний существенно отличен. Если в дочетвертичных терригенных отложениях в
составе мелкообломочной части среди тяжелых минералов преобладают рудные,
циркон и группа метаморфических минералов (дистен, ставролит, силлиманит),
то в составе ледниковых отложений наряду с рудными минералами ведущее зна¬
чение имеют роговая обманка, эпидот, гранат.
Однако в процессе формирования четвертичных отложений в их состав наря¬
ду с дальнеприносным обломочным материалом входили компоненты местных
пород. В результате в отдельных районах четвертичные отложения содержат зна¬
чительную примесь местных минералов.
Глава VI. Особенности проявления гумидного типа гипергенеза
163
3. Химический и минеральный состав тонкодисперсной части четвертичных
отложений лесной и лесостепной частей Восточно-Европейской равнины одно¬
типен. Это обстоятельство, впервые отмеченное С.С. Морозовым [1939], полу¬
чило широкое подтверждение с развитием методов изучения высокодисперсных
минералов и накоплением фактического материала.
Изучение проявлений гипергенеза на Кольском полуострове показало, что в
тундрово-нивальных ландшафтных условиях происходит определенное гипер¬
генное преобразование наименее устойчивых первичных силикатов с возникно¬
вением тонкодисперсных минералов. Среди этих дисперсных минералов наряду
с вторичными тонкокристаллическими силикатами в значительном количестве
присутствуют аморфные минералы (аллофаноиды, гидроокислы кремния, железа
и, возможно, алюминия). По-видимому, в процессе формирования ледниковых
отложений наименее устойчивые дисперсные минералы были уничтожены, что
привело к относительной концентрации в дисперсной фазе новообразованных
силикатов.
В тонкодисперсной части четвертичных отложений преобладает группа мине¬
ралов трехслойной, возможно, смешаннослойной структуры. Поскольку точная
терминология минеральных разновидностей этой группы не установлена, а диа¬
гностика их условна, то определенно можно говорить лишь о дисперсных сме¬
шаннослойных образованиях гидрослюда - монтмориллонит.
Характерной особенностью этих минералов является непостоянное количе¬
ство в кристаллической решетке ионов с крупным радиусом (главным образом,
калия), которые замещаются ионами гидроксония. Произведенные нами кристал¬
лохимические расчеты химического состава тонкодисперсной части четвертич¬
ных отложений лесной и лесостепной зон показывают, что от 60 до 80% позиций
калия замещено ионом гидроксония. По-видимому, в процессе эпигенетического
гипергенеза четвертичных отложений в условиях гумидных ландшафтов в крис¬
таллической структуре дисперсных минералов происходит энергичное замеще¬
ние щелочных и щелочноземельных элементов ионом гидроксония.
Следует подчеркнуть, что состав тонкодисперсных минералов четвертичных
отложений заметно отличается от дисперсных минералов более древних оса¬
дочных отложений Восточно-Европейской равнины, среди которых широко рас¬
пространены каолинит и галлуазит. Перечисленные минералы присутствуют в
четвертичных отложениях в виде примеси. По всей вероятности, различие мине¬
рального состава высокодисперсной части четвертичных отложений и осадочных
глин объясняется тем, что дочетвертичные глины формировались за счет глинис¬
тых продуктов выветривания, совершавшегося в условиях, резко отличных от ус¬
ловий нивально-тундровых ландшафтов.
Как показывают наши данные, количество примеси дисперсных минералов
древнего выветривания закономерно меняется в четвертичных отложениях Вос¬
точно-Европейской равнины. Наибольшее их содержание обнаруживается в лед¬
никовых отложениях Северо-Запада. Это, по-видимому, обусловлено ледниковым
164
Гипергенез четвертичного периода
захватом глинистых минералов древних кор выветривания Балтийского щита.
Ясная примесь минералов группы каолинита также обнаружена в тонкодиспер¬
сной части четвертичных отложений западного склона Урала. По всей вероят¬
ности, это связано с влиянием широко распространенной на Урале мезозойской
каолинитовой коры выветривания.
Наименьшее количество примеси минералов каолинитовой группы отмеча¬
ется в покровных и лёссовидных суглинках, то есть в отложениях, в формиро¬
вании которых, вероятно, весьма существенную роль играла атмосферная миг¬
рация мелкоземных, особенно тонкодисперсных частиц. Возможно, что именно
эта форма миграции, затрудняющая контакт с дочетвертичными образованиями,
обусловливает относительную выдержанность минерального состава тонкодис¬
персной части покровных и лёссовидных суглинков.
Закономерности распределения редких и рассеянных
химических элементов в четвертичных отложениях
Можно выделить две основные закономерности распределения редких и рас¬
сеянных химических элементов в четвертичных отложениях гумидной зоны Вос¬
точно-Европейской равнины.
Во-первых, содержание рассеянных элементов в четвертичных отложениях
в центральной и северо-западной частях описываемой территории отличается
от содержания этих элементов в четвертичных отложениях Приуралья. Это об¬
стоятельство находится в тесной связи с источником питания и хорошо согласу¬
ется с результатами минералогических исследований. Четвертичные отложения
Приуралья содержат повышенное количество меди, ванадия и никеля, характер¬
ных для основных пород Урала, и с ними генетически связанных красноцветных
осадочных отложений верхнепермского возраста. В то же время четвертичные
отложения Приуралья содержат несколько менее циркония, столь характерного
для кислых пород Балтийского щита, но содержащегося в меньшем количестве в
породах Урала.
Изложенное хорошо иллюстрйруется вариационными кривыми распреде¬
ления содержания некоторых,рассеянных элементов в междуречных суглинках
различных районов. На рисунке 30 видно, что содержание меди в моренных и
покровных суглинках области последнего оледенения весьма близко к содержа¬
нию этого элемента в покровных суглинках области максимального оледенения,
но заметно отличается от содержания меди в покровных суглинках Приуралья.
Кривые распределения никеля также показывают увеличение содержания этого
элемента в Приуралье; в отложениях последнего оледенения оно ниже. Может
быть, это связано с большим участием новоземельско-уральского материала в со¬
ставе отложений максимального оледенения в центральных районах Восточно-
Европейской равнины.
Глава VI. Особенности проявления гумидного типа гипергенеза
165
Содержание меди, %
Рис. 30. Вариационные кривые содержания меди в
покровных четвертичных отложениях различных райо¬
нов лесной зоны европейской части России
1 - Новгородско-Валдайский район; 2 - район сред¬
него течения Оки; 3 - бассейн Камы
Второй важной закономерностью является зависимость содержания рассеян¬
ных химических элементов от литологического состава четвертичных отложе¬
ний. Это связано с тем, что рассеянные элементы неравномерно распределяются
по компонентам четвертичных отложений.
Распределение рассеянных химических элементов в процессе формирования
четвертичных отложений происходило неодинаково для различных элементов.
Многие рассеянные элементы проявляют тенденцию к относительному накопле¬
нию в отложениях суглинистого состава по сравнению с песками. Для отдельных
рассеянных химических элементов (например, циркония) содержание в песчаных
и суглинистых отложениях, как в области последнего оледенения, так и за его
пределами, существенно не отличается.
Минералого-геохимические провинции четвертичных отложений
Восточно-Европейской равнины
Результаты изучения минерального состава и рассеянных химических эле¬
ментов свидетельствует о провинциальности вещественного состава четвертич¬
ных отложений Восточно-Европейской равнины. Имеющиеся данные позволяют
нам наметить следующие провинции.
В первую очередь мы выделяем периферические провинции, где состав чет¬
вертичных отложений определяется составом коренных пород данной террито¬
рии или близлежащей области. Эти провинции определяют основные источники
поступления обломочного материала в четвертичные отложения. Среди них вы¬
деляются следующие: Кольско-Карельская, Затиманская, Приуральская, Пред-
кавказская, Предкарпатская.
В результате различного соотношения обломочного материала, поступавшего
с северо-запада и северо-востока, и степени влияния местных коренных пород, на
166
Гипергенез четвертичного периода
площади Восточно-Европейской равнины также сформировались определенные
провинции, среди которых мы выделяем: Прибалтийско-Архангельскую, Цент¬
рально-Русскую, Украинскую, Волго-Донскую.
Изменение состава породообразующих компонентов верхней части толщи
четвертичных отложений в различных провинциях изображено на схеме (рис.
31). Эта схема дает качественное представление об изменении состава только
породообразующих компонентов. Поэтому роговая обманка, повсеместно встре¬
чающаяся в качестве акцессорного минерала, показана на диаграмме только в
Кольско-Карельской провинции, где этот минерал имеет значение породообра¬
зующего. То же самое относится к эпидоту (породообразующий минерал При¬
уральской провинции) и слюдам (породообразующие минералы Кольско-Карель¬
ской и Предкавказской провинций).
Имея в виду колебание абсолютного содержания отдельных минералов в об¬
ломочной части четвертичных отложений, для характеристики провинций мы
используем коэффициенты, представляющие собой отношение между характер¬
ными минералами или минеральными группами.
В качестве основного коэффициента мы принимаем величину отношения
кварца к сумме алюмосиликатов во фракции 0,01-0,25 мм. Эта величина - квар¬
цево-алюмосиликатный коэффициент - характеризует важнейший показатель
обломочной части четвертичных отложений - степень обогащения кварцем. На
основании данных 732 минералогических анализов нами были рассчитаны сред¬
ние величины кварцево-алюмосиликатных коэффициентов, представленные в
таблице 54. Данные этой таблицы показывают, что в целом в почвообразующих
Провинция
Кварц
Поле¬
вые
шпаты
Слюды
Рого¬
вая
обман¬
ка
Эпи-
Дот
Халце¬
дон
| Валуны |
Тяже¬
лая
фрак¬
ция
из
извест¬
няков
из кри¬
сталли¬
ческих
пород
Кольско-Карельская
н
V
Т
Прибалтийско-Архангельская
т
т
1
1
к
|
т
Среднерусская
1
1
|
т
Украинская
I
1
Волжско-Донская
1
I
1
Приуральская
т
♦
1
1
Затиманская
■
Т
к
♦
♦
♦
т
Предкавказская
I
Предкарпатская
1
Рис. 31. Схема распределения обломочных породообразующих компонентов в четвертичных
отложениях Восточно-Европейской равнины
Глава VI. Особенности проявления гумидного типа гипергенеза
167
Таблица 54
Средняя величина и пределы колебаний кварцево-алюмосиликатного коэффициента в
обломочной части суглинистых отложений различных провинций европейской части России
Провинция
Число
анализов
Кварцево¬
алюмосиликатный
коэффициент
Авторы исходных данных
Кольско-Карельская
21
1,4
(0,4-2,7)
[Щукевич, 1948; Никонов, 1960],
В.В. Добровольский*
Прибалтийско-
Архангельская
29
2,3
(0,3-6,1)
4,6
(1,2-10,1)
[Щукевич, 1948; Охотин, Мазуров,
1951; Седлецкий и др., 1955],
В.В. Добровольский*
[Морозов, 1951; Поляков, 1956,
Центрально-Русская
35
1960; Коптев, 1961; Самодуров,
1963], В.В. Добровольский*
Украинская
368
3
(2,0-5,1)
[Афанасьева, 1947; Морозов, 1951;
Ларионов и др., 1959]
Волжско-Донская
155
5-15
(2,3-более 20)
[Ларионов и др., 1959; Рябченков,
1960], В.В. Добровольский*
Приуральская
6
3
(0,1-3,7)
[Ногина, 1948]
Затиманская
4
1,5
(0,7-4,0)
В.В. Добровольский*
Предкавказская
103
0,6
(0,5-0,7)
[Ларионов и др., 1959]
Предкарпатская
11
3,0
[Самодуров, 1957]
* Неопубликованные данные автора
породах концентрация кварца увеличивается с севера на юг, однако в различных
провинциях степень концентрации кварца неодинакова. Наибольшая величина
кварцево-алюмосиликатного коэффициента характерна для Волжско-Донской
провинции.
Следует отметить, что высокое значение кварцево-алюмосиликатного коэф¬
фициента для четвертичных отложений Восточно-Европейской равнины обус¬
ловлено не только особенностями гумидного типа гипергенеза, но и влиянием
местных, богатых кварцем пород. Это главным образом характерно для отло¬
жений экстрагляциальной площади. Упомянутое высокое содержание кварца в
покровных отложениях Волжско-Донской провинции обусловлено значительным
влиянием меловых и третичных пород на состав четвертичных отложений этой
провинции.
Особенности состава тяжелой фракции выражаются следующими двумя ве¬
личинами:
1) коэффициентом влияния местных пород, представляющим собой отноше¬
ние: (роговая обманка+гранат)/(дистен+ставролит+силлиманит). Уменьшение
значения коэффициента отражает увеличение участия обломков местных третич¬
ных (и частично более древних) осадочных пород на состав четвертичных отло¬
жений;
168
Гипергенез четвертичного периода
2) коэффициентом источника питания, равным отношению содержания рого¬
вой обманки к эпидоту и отражающим соотношение скандинавского и уральско-
новоземельского материала в обломочной массе четвертичных отложений.
Средняя величина этих коэффициентов для провинции приведена в таб¬
лице 55.
Следует отметить, что оба эти коэффициента имеют определенный смысл
лишь для той территории, которая покрыта отложениями, в значительной мере
состоящими из аллохтонного материала скандинавского и уральско-новоземель-
ского происхождения. Поэтому расчет этих коэффициентов не представляет боль¬
шого интереса для Предкарпатской и Предкавказской провинции. Четвертичные
отложения названных провинций сформировались под доминирующим влиянием
горных пород Кавказа и Карпат, а участие в их составе материала, принесенного
с севера, представляется весьма скромным. Для других территорий могут быть
использованы соотношения иных минералов.
Песчаные отложения, сохраняя провинциальную специфику, отличаются от
отложений суглинистого состава минералогическими показателями. Это обус¬
ловлено уменьшением содержания умеренно устойчивых минералов (полевых
шпатов, роговой обманки) и часто обогащением минералами местных коренных
пород. Последнее особенно характерно для аллювиальных отложений. Даже на
сравнительно небольшом материале, который имеется по минералогическому со¬
ставу аллювиальных отложений Восточно-Европейской равнины, видны провин¬
циальные отличия этих отложений.
Таблица 55
Средняя величина минералогических показателей междуречных покровных отложений
Провинция
Число
анализов
Коэффициент влияния местных
коренных пород
Кольско-Карельская
21
10
Прибалтийско-
29
10
Архангельская
(3,2-10)
Центрально-Русская
35
9,2
(3,0-10)
Украинская
368
6,0
(1,1-14,5)
Волжско-Донская
155
1,7
(0,6-5,0)
Приуральская
6
—
Затиманская
4
3
(0,9-5,0)
Предкавказская
103
1,2
(0,7-2,2)
Пред карпатская
11
0,1>
(0,01 *п—0,3)
Коэффициент
источника питания
13,5
(3-20)
6,3
(2,3-15,0)
1,1
(0,64-25)
1,0
(0,4-2,2)
0,6
(0,2-1,2)
0,3
(0,1-0,5)
0,7
(0,3-1,2)
10
0,2
(0,01-1,7)
Глава VI. Особенности проявления гумидного типа гипергенеза
169
Естественно, что отличия в минеральном составе почвообразующих пород
различных провинций отражаются на особенностях их химического состава. Эти
особенности обычно не улавливаются единичными химическими анализами, но
проявляются при статистической обработке большого количества аналитических
данных. Таким образом, провинции четвертичных отложений, выделенные с уче¬
том особенностей минерального состава, одновременно отличаются и по уровню
содержания химических элементов. Поэтому эти провинции следует рассматри¬
вать как минералого-геохимические. Учитывая особенности минерального и эле¬
ментного состава песчаных отложений, в пределах каждой провинции следует
выделять суглинистые и песчаные отложения.
Ниже приводится краткая характеристика выделенных провинций:
1. Кольско-Карельская провинция охватывает Балтийский кристаллический
щит. Характерной особенностью минерального состава четвертичных отложений
этой провинции является повышенное содержание полевых шпатов и тяжелых
минералов, среди которых роговая обманка имеет значение породообразующего
минерала.
2. Прибалтийско-Архангельская провинция в общих чертах совпадает
с площадью распространения вюрмских ледниковых отложений на осадочных
отложениях Русской платформы. Поскольку источником ледниковых отложений
являлись породы Балтийского щита, состав минералов четвертичных отложений
Прибалтийско-Архангельской и Кольско-Карельской провинций близок, хотя со¬
отношения минералов существенно нарушаются. Уменьшается содержание по¬
левых шпатов и тяжелых минералов, причем роговая обманка является акцес¬
сорным минералом. На востоке провинции увеличивается содержание эпидота
и рудных минералов. На отдельных участках отложения обогащены обломками
местных карбонатных пород.
3. Затиманская провинция на западе ограничивается Тиманским кряжем, ко¬
торый отделяет ее от Прибалтийско-Архангельской провинции, южная граница
проходит несколько южнее границы распространения валунов коренных пород
Новой Земли и Северного Урала. Для почвообразующих пород провинции типич¬
но пониженное содержание кварца. В тяжелой фракции повышается содержание
рудных минералов и эпидота.
4. Центрально-Русская провинция занимает большую часть площади рас¬
пространения отложений максимального оледенения, перекрытых отложениями
предледниковой области вюрмской эпохи. Провинция включает в себя ряд замет¬
но отличающихся районов. В западной части провинции четко выражено пре¬
обладание скандинавского материала, проявляющееся в относительно высоком
содержании в тяжелой фракции роговой обманки и граната. В восточной части
(к востоку от Москвы) сказывается влияние Уральской области сноса. Влияние
коренных пород проявляется преимущественно в виде увеличения доли кварца
(за счет песчано-глинистых отложений мезозоя) и местами халцедона (за счет
кремнистых стяжений известняков карбона). Восточная граница провинции сов¬
170
Гипергенез четвертичного периода
падает с водоразделом Волги и Камы и окончанием северной части Приволжской
возвышенности. Южная граница условно проводится по южной границе Бело¬
русского Полесья и через северную часть Среднерусской возвышенности.
5. Для формирования четвертичных отложений Украинской провинции важ¬
ное значение имеют кристаллические породы Украинского кристаллического
массива, а также осадочные породы третичного и каменноугольного (Донецкий
кряж) возраста.
В соответствии с данными П.С. Самодурова [ 1957], западная граница провин¬
ции проходит по водоразделу бассейнов Балтийского и Черного морей и восточ¬
нее долины Днестра. Восточная граница проводится между долготой Курска и
западным окончанием отложений днепровского ледникового языка и далее к югу
по долине р. Северского Донца. Северная граница совпадает с границей распро¬
странения песчаных отложений Белорусского Полесья.
6. Волжско-Донская провинция характеризуется значительным участием
обломочного материала третичных и юрско-меловых песчано-глинистых отло¬
жений в составе четвертичных отложений. В результате последние обогащены
кварцем, а среди акцессорных минералов возрастает содержание группы дистен-
ставролит-силлиманит. Восточная граница провинции проводится по периферии
Заволжской части долины Волги. В пределах Прикаспийской низменности вос¬
точная граница в соответствии с исследованиями Т. Якубова [1940] проводится
между г. Атырау (Гурьев) и Астраханью, южная граница проходит по долинам
рек Кума и Маныч. Западная граница рассмотрена при характеристике Украин¬
ской провинции. Северная граница условно проводится по северной границе рас¬
пространения песчано-глинистых отложений палеогенового возраста.
7. Приуральская провинция ясно отличается значительным количеством об¬
ломков горных пород западного склона Урала в составе четвертичных отложений.
Это хорошо заметно визуально по появлению в четвертичных отложениях оттен¬
ков красного и фиолетового цвета, связанных с примесью пермских красноцвет¬
ных пород. В тяжелой фракции резко возрастает содержание минералов группы
эпидота, в легкой фракции - обломков уральских пород. На отдельных участках
увеличивается содержание полевых шпатов. Следует отметить, что от Перми до
района сыртовых отложений меняется петрографический состав области сноса,
относительно уменьшается содержание эпидота и возрастает содержание рого¬
вой обманки. Северная граница Приуральской провинции совпадает с границей
распространения максимального оледенения, западная проходит по водоразделу
рек Камы и Волги и далее на юг по левобережью Волги. Южная граница прохо¬
дит по границе Общего Сырта.
8. Предкавказская провинция занимает Ставропольское плато и окружаю¬
щие его районы. В составе четвертичных отложений этой провинции в большом
количестве присутствует обломочный материал пород Кавказского хребта. Это
отражается на большом содержании обломков пород и полевых шпатов в легкой
фракции. Резкое обогащение тяжелой фракции почвообразующих пород роговой
Глава VI. Особенности проявления гумидного типа гипергенеза
171
обманкой за счет кавказских гранитоидов обусловливает возрастание отношения
роговой обманки к эпидоту до 10 и более. Характерной особенностью четвертич¬
ных отложений Предкавказской провинции является обогащенность слюдами.
Северную границу провинции образуют долины рек Кумы и Маныча, южную
- Кавказские горы.
9. Минеральный состав четвертичных отложений Предкарпатской провин¬
ции отличается рядом особенностей, связанных как с обломочным материалом,
поступавшим с Карпат, так и с обломочным материалом Волынского плато. Ха¬
рактерным акцессорным минералом четвертичных отложений провинции явля¬
ется гранат; граница этой провинции условно определяется линией распростра¬
нения гальки карпатских пород на междуречье Днестра и Прута.
Четвертичные отложения
Восточно-Европейской равнины
как объект гипергенеза
Специфика гипергенного преобразования ледниковых и генетически с ними
связанных отложений обусловлена тем, что эти отложения, будучи своеобразной
переотложенной корой выветривания, представляют собой относительно устой¬
чивый к гипергенезу комплекс минералов. Несмотря на это обстоятельство про¬
цессы гипергенного преобразования четвертичных отложений в гумидных усло¬
виях протекают весьма активно.
Анализы поверхностных вод позволяют предполагать, что в области распро¬
странения отложений последний ледниковой эпохи с площади в один гектар вы¬
носятся в год десятки килограммов железа и на порядок больше кремния. При
этом следует иметь в виду, что величина химического стока не дает полного пред¬
ставления о масштабах гипергенного перераспределения химических элементов,
так как значительные массы элементов испытывают перераспределение внутри
толщи четвертичных отложений, не вовлекаясь в протяженную миграцию.
Формирование гипергенных минеральных новообразований происходит либо
в результате нормальной кристаллизации из водно-ионных растворов, либо в ре¬
зультате сложных процессов, сопровождающихся коллоидными и метасомати-
ческими явлениями.
Новообразованные минералы возникают в определенных геохимических ус¬
ловиях. На хорошо дренируемых и аэрируемых участках происходит образование
минералов группы гидроокислов железа. Наиболее распространенным является
гидрогётит, менее распространены гётит, гидрогематит и гидролепидокрокит.
В эту ассоциацию входят марганцевые новообразования - преимущественно вад
(сажистые разновидности псиломелана), атаюке окристаллизованные выделения
псиломелана - пиролюзита.
172
Гипергенез четвертичного периода
В обстановке дефицита кислорода, избыточного увлажнения и повышенного
содержания соединений, вынесенных из хорошо дренируемых толщ четвертич¬
ных отложений, происходит формирование новообразований карбонатов каль¬
ция, железа, в подчиненном количестве - марганца, фосфатов железа и местами
гипсовых новообразований. На отдельных участках, обогащенных вследствие
разложения органических остатков сероводородом, возникают новообразования
сернистого железа в виде порошковатых скоплений мельниковита. На участках
гидрогенной аккумуляции в условиях достаточного количества кислорода фор¬
мируются окисные соединения железа и марганца, представленные минералами
группы гидрогётита и пиролюзита.
Состав гипергенных новообразований южной части лесной зоны имеет неко¬
торые отличительные особенности. Здесь в толще четвертичных отложений меж¬
дуречий, наряду с железистыми и марганцовыми новообразованиями, появляют¬
ся карбонатные новообразования. Как правило, эти новообразования приурочены
к покровным и лёссовидным суглинкам.
Процессы гипергенеза отражаются на текстурно-структурных особенностях
четвертичных отложений. В результате усиленного промывания суглинистой тол¬
щи кислыми растворами не только растворяются и выщелачиваются карбонаты
кальция, но также происходит замещение кальция, сорбированного на поверх¬
ности тонкодисперсных частиц, ионами водорода. При этом разрушаются прочно
агрегированные структурные комплексы, включающие в себя тонкодисперсные
частицы. Последние получают возможность перемещаться в виде суспензий.
Следы этого перемещения обнаруживаются в виде скоплений тонкодисперсных
частиц, ориентированных плоскостью базопинакоида параллельно стенкам тре¬
щины или поры, по которым происходило перемещение суспензии. Метакине-
матическая микротекстура этих образований - колломорфная, обусловленная
чередованием слоев различной окраски и часто несколько различающимся све¬
топреломлением.
Сорбционно-аккумулятивные и сорбционно-обменные процессы играют важ¬
ную роль в гипергенном перераспределении редких и рассеянных химических
элементов. Многие из этих элементов накапливаются в тонкодисперсной части
четвертичных отложений (ванадий, медь, никель, галлий и некоторые другие).
Рассеянные химические элементы, содержащиеся в четвертичных отложениях,
наследуются новообразованиями, при формировании которых важное значение
имели метасоматические и коллоидные явления. Особенно характерна аккумуля¬
ция рассеянных химических элементов в железистых и марганцевых новообразо¬
ваниях (медь, свинец, никель, кобальт, барий, ванадий и др.).
Итак, изучение проявлений гипергенеза показало его однотипный характер на
протяжении четвертичного периода на территории гумидной зоны Европейской
России. Принципиальное отличие этих проявлений от картины, которая имеет
место в четвертичных отложениях аридной зоны, дает основание выделить вто¬
рой - гумидный тип гипергенеза.
Глава VI. Особенности проявления гумидного типа гипергенеза
173
Гипергенез четвертичных отложений совершается в определенных ландшафт¬
но-геохимических условиях. В результате гипергенные проявления в четвертич¬
ных отложениях, находящихся в элювиальных условиях, отличаются от таковых
в четвертичных отложениях, подвергшихся гйпергенному преобразованию в со¬
пряженных гидрогенных условиях. Поэтому при характеристике типоморфных
проявлений гумидного типа гипергенеза необходимо учитывать внутриландшафт-
ные особенности проявлений гипергенеза. Сопряженный ряд типоморфных эпи¬
генетических проявлений гумидного типа гипергенеза приведен в таблице 56.
Таблица 56
Типоморфные проявления гумидного типа гипергенеза
Ландшафтно-геохимические условия гипергенеза
элювиальные
гидрогенные
супераквальные
субаквальные
Типоморфные
минеральные
новообразования
Железо¬
марганцевые
Железо-марганцевые,
карбонатные
Железо-марганцевые,
карбонатные,
фосфатные, сульфатные
Типоморфные
структурные
образования
Конкреции
и цементы
песчаных
отложений
Роренштейны, железистые
цементы песчаных
отложений с текстурой
колец Лизеганга,
стяжения карбонатов
Оолиты,
болотные руды,
землистые скопления и
массивные тела
Область контакта гумидного и аридного типов гипергенеза
Изучение проявлений гипергенеза в толще четвертичных отложений свиде¬
тельствует, что смена двух основных типов гипергенеза происходит не резко, а
постепенно, часто на протяжении значительной переходной территории. Переход
от гумидного типа гипергенеза к аридному прежде всего проявляется в повсеме¬
стном возникновении в покровных суглинках междуречий карбонатных новооб¬
разований и резком уменьшении железо-марганцовых новообразований. Форми¬
рование последних ограничено обстановками балочных долин и водораздельных
депрессий с близким уровнем грунтовых вод. В микроморфологии суглинков
здесь также совершенно отсутствуют мета-кинематические микротекстуры аг¬
регатов тонкодисперсных частиц. Последние прочно агрегированы в изометрич-
ные отдельности с образованием многочисленных пор и пустот. Неподвижность
тонкодисперсной массы, прочность микрострукгурных агрегатов, насыщенность
всей массы карбонатами кальция свидетельствует о менее энергичной миграции
элементов в толще четвертичных отложений сравнительно с условиями лесной
зоны.
Процессы гипергенного перераспределения вещества преимущественно свя¬
заны с формированием карбонатных новообразований, в которых в результате
174
Гипергенез четвертичного периода
метасоматических и коллоидных явлений концентрируются определенные эле¬
менты, в первую очередь стронций.
Нередко наблюдается следующая ярусность проявлений гипергенеза. В мо¬
рене максимального оледенения проявлены черты гипергенного преобразования
гумидного типа, выражающиеся в метакинематической микротекстуре глинистой
массы и в формировании железистых конкреций. На морене залегает лёссовид¬
ный суглинок, содержащий реликты более позднего аридного типа гипергенеза в
виде карбонатных конкреций, дисперсных карбонатов и прочно агрегированных
отдельностей в породе. Выше залегают покровные суглинки, вновь несущие сле¬
ды гумидного гипергенеза (правда, не такие резкие, как в морене).
В супераквальных и субаквальных ландшафтно-геохимических условиях
северных районов лесостепи возникают некоторые новообразования, подобные
тем, которые распространены в лесной зоне (роренштейны), но уже не имеют
широкого распространения такие типичные для лесной зоны образования, как
болотные руды. Последние встречаются только в захороненном состоянии в се¬
верных районах лесостепи. Новообразования фосфатов, локализованные участ¬
ками маломощных балочных торфяников, встречаются также только в северной
части лесостепи. В южной части лесостепи в супераквальных условиях преоб¬
ладают новообразования карбоната кальция - карбонатные конкреции в поймах,
болотный мергель на заболоченных участках.
Таким образом, зона лесостепи представляется как территория взаимопро¬
никновения аридного и гумидного типов гипергенеза. Это отражается как на раз¬
личном характере гипергенных новообразований в элювиальных и суперакваль¬
ных условиях, так и в смене типов гипергенеза в отдельных разрезах.
Широкое распространение карбонатных новообразований не означает пол¬
ной геохимической неподвижности железа и марганца в южной части лесостепи.
В специфической ландшафтно-геохимической обстановке эпизодически заливае¬
мых водой мелких междуречных депрессий рельефа (подов) происходит активная
мобилизация химических элементов, в том числе железа и марганца, в результате
чего формируются железо-марганцовые конкреции подов.
Сопоставление гипергенных новообразований из верхней части лёссовид¬
ных отложений с нижележащими горизонтами четвертичной толщи показывает
закономерное изменение проявлений гипергенеза на протяжении четвертичного
периода. Крупные массивные новообразования карбоната кальция, обильные же¬
лезо-марганцевые бобовины в красно-бурых суглинках нижнеплейстоценового
возраста свидетельствуют о большей увлажненности ландшафта при термичес¬
ких условиях, близких к современным. В нижних ярусах лёсса величина карбо¬
натных конкреций и содержание железо-марганцевых бобовин уменьшается, но
остается все же большим по сравнению с верхней частью лёссовидных отложе¬
ний. Изменение характера новообразований отражает прогрессирующее умень¬
шение интенсивности гипергенного перераспределения на протяжении четвер¬
тичного времени.
Глава VI. Особенности проявления гумидного типа гипергенеза
175
В силу изложенных причин проявления гипергенеза в четвертичных отложе¬
ниях лесостепи более многообразны, чем в какой-либо другой зоне. Описание
этих проявлений приведено в ряде наших работ [Добровольский, 1955, 1957а,
19576, 1960а; и др.]. Здесь важно отметить, что изучение новообразований чет¬
вертичных отложений лесостепной зоны позволяет наметить объективные кри¬
терии для определения южной границы гумидного типа гипергенеза и северной
границы его аридного типа. Южную границу гумидного типа гипергенеза мы
проводим по полосе сплошного распространения карбонатных новообразований
и отсутствию метакинематической микротекстуры тонкодисперсных частиц на
междуречьях. За северную границу аридного типа гипергенеза мы принимаем
полосу отсутствия гипсовых новообразований в лёссовидных отложениях. Убе¬
дительной иллюстрацией зависимости геохимических процессов гипергенеза от
ландшафтно-географических условий является тот факт, что территория, распо¬
лагающаяся между этими границами, в грубых чертах совпадает с зоной лесо¬
степи.
Глава VII
ХАРАКТЕРНЫЕ ЧЕРТЫ ГИПЕРГЕНЕЗА
ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
Стадии гипергенеза
Исследование минерального, химического и микроэлементного состава чет¬
вертичных отложений и сопоставление его с составом горных пород областей
сноса и аккумуляции приводит нас к глубокому убеждению, что четвертичные
отложения являются не механической смесью компонентов дочетвертичных гео¬
логических образований, а закономерным продуктом гипергенеза. Гипергенная
природа вещества четвертичных отложении со всей очевидностью обнаружива¬
ется при систематическом анализе проявлений процессов гипергенеза, сохранив¬
шихся в составе отложений четвертичного периода.
Сложность изучения гипергенеза четвертичного периода обусловлена тем,
что продукты гипергенеза исходных пород были перемещены на значительное
расстояние и, войдя в состав континентальных отложений, вновь явились объ¬
ектом гипергенного преобразования. Следовательно, для познания гипергенеза
четвертичного периода необходимо в отложениях этого возраста различать про¬
явления, связанные с процессами гипергенеза, имевшими место до образования
отложений, и проявления гипергенеза, возникшие после формирования этих от¬
ложений. Таким образом, рассматривая состав четвертичных отложений как про¬
дукт гипергенеза, мы должны выделять две стадии этого процесса:
1) прогенетическую, соответствующую гипергенному преобразованию мине¬
ралов исходных пород до образования данного типа четвертичных отложений;
2) эпигенетическую, отвечающую гипергенному изменению состава четвер¬
тичных отложений.
Термин “прогенетический”, то есть предшествующий образованию (от греч.
pro - впереди и genesis - происхождение), более правильно передает содержание
этой стадии, чем термин Н.Б. Вассоевича [1962] “протогенез” (proto - первый,
первичный). Нельзя также считать правильным применение термина “диагенез”
для обозначения гипергенных процессов второй стадии только на том основании,
что эти процессы эпигенетичны по отношению к четвертичным отложениям.
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
177
В прогенетическую стадию формировался минералогический состав четвер¬
тичных отложений как толщ, состоящих из переотложенных продуктов выветри¬
вания горных пород исходных областей сноса. В минералогическом составе этих
толщ выделяются две группы компонентов: обломочных (песчано-алевритовых)
и высокодисперсных. Каждая из групп обладает специфическими, ей присущими
признаками гипергенного преобразования исходных горных пород. В эпигене¬
тическую стадию гипергенеза формировались минеральные новообразования,
состав, макро- и микроморфология которых определялись ландшафтно-геохими¬
ческими условиями времени их формирования.
Ориентируясь на фактический материал, изложенный в предшествующих
главах, проанализируем особенности проявлений установленных стадий гипер¬
генеза.
Проявления прогенетической стадии гипергенеза
Песчано-алевритовая часть четвертичных отложений
1. В составе этой части четвертичных отложений наряду со значительным
(часто преобладающим) количеством наиболее устойчивого породообразующего
минерала - кварца - присутствуют полевые пшаты и другие силикаты, умеренно
устойчивые к выветриванию. Присутствие значительного количества умеренно
устойчивых минералов особенно характерно для тяжелой фракции. Этим четвер¬
тичные отложения отличаются от дочетвертичных осадочных отложении, в тяже¬
лой фракции которых преобладают очень устойчивые минералы. Характерными
компонентами тяжелой фракции четвертичных отложений являются роговая об¬
манка и минералы группы эпидота.
Приведенные при изложении фактического материала данные показывают,
что эпидот-цоизит и роговая обманка после рудных минералов являются самыми
распространенными компонентами тяжелой фракции четвертичных отложении
Восточно-Европейской равнины, Казахстана и Средней Азии. Значительное со¬
держание этих минералов отмечено также в четвертичных отложениях Ближнего
Востока, Северной Африки и Северной Америки. В то же время эти минералы
(особенно роговая обманка) являются редкими компонентами дочетвертичных
осадочных отложений.
Этот факт, отчетливо и повсеместно выраженный, указывает на некоторые
особенности выветривания, общие для четвертичного периода на изученной тер¬
ритории. Если гипергенез в дочетвертичное время сопровождался интенсивным
разрушением почти всех первичных силикатов и образованием мошной элюви¬
альной коры выветривания, то в четвертичное время гипергенному разрушению
подвергались лишь наименее устойчивые минералы без образования морфоло¬
гически выраженной элювиальной коры выветривания. Меньшая интенсивность
178
Гипергенез четвертичного периода
проявления гипергенеза в четвертичное время, по-видимому, связана с опреде¬
ленными изменениями ландшафтных условий на протяжении неогена.
Сравнительно-минералогическое изучение неогеновых и четвертичных отло¬
жений Средней Азии и Казахстана показало их существенное различие. В не¬
огеновых отложениях кварца содержится значительно больше, чем обломочных
силикатов. Это объясняется тем, что отложения неогена были сформированы за
счет пород, преобразованных процессами гипергенеза в условиях теплых гумид-
ных ландшафтов мезозоя и палеогена.
Установление с конца неогена аридного режима на территории Казахстана и
еще ранее Средней Азии обусловило резкое изменение характера гипергенеза,
что отразилось на меньшей выветрелости первичных силикатов и соответствен¬
но мелкообломочной части четвертичных отложений. Принципиально такая же
картина имеет вместо на территории южной половины Восточно-Европейской
равнины.
2. Относительно слабое выветривание силикатов при гипергенезе в ландшаф¬
тно-геохимических условиях четвертичного периода еще более затруднялось в
районах напряженной тектонической деятельности и интенсивной эрозии. По¬
этому в областях поднятия кристаллических пород в составе обломочной части
четвертичных отложений резко увеличивается содержание силикатов. Аридный
режим и энергичная эрозия, обусловленные грандиозными процессами альпийс¬
кого тектогенеза области Тянь-Шаня и Памира, определили высокое содержание
силикатов и обломков силикатных пород в обломочной части четвертичных отло¬
жений равнин Средней Азии и Казахстана.
Обработав имеющийся материал, мы установили, что в северной части Ус¬
тюрта, Приаралье и на юге Западно-Сибирской равнины кварц преобладает над
обломочными силикатами, в то время как в четвертичных отложениях, распро¬
страненных к югу от указанных районов, имеет место обратное соотношение
кварца и обломочных силикатов. Кварцево-алюмосиликатный коэффициент чет¬
вертичных отложений упомянутых выше районов и Восточно-Европейской рав¬
нины имеет значение больше единицы, а четвертичных отложений Казахстана и
Средней Азии - меньше единицы.
Можно сделать вывод, что выветривание в четвертичном периоде на террито¬
рии Казахстана и Средней Азии сопровождалось менее активным разрушением
силикатов, чем в более северных регионах Западно-Сибирской равнины, а также
на Восточно-Европейской равнине.
Таким образом, по степени сохранности обломочных силикатов песчано¬
алевритовой части четвертичных отложений выделяются две обширные области.
Одна из них охватывает территорию Средней Азии и Казахстана и характеризу¬
ется относительно слабым разрушением силикатов исходных пород; вторая об¬
ласть включает в себя Восточно-Европейскую и Западно-Сибирскую равнины,
в четвертичных отложениях которых кварц резко преобладает над обломочными
гипогенными минералами. Указанные области заметно отличаются степенью ги¬
Глава VII, Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
179
пергенного преобразования материала исходных пород. Основными факторами,
обусловливающими степень преобразования исходного материала четвертичных
отложений на прогенетической стадии гипергенеза, являются тектоническая де¬
ятельность и природные условия.
3. Минеральный состав песчано-алевритовой части четвертичных отложений
хотя и определяется степенью гипергенного преобразования компонентов ис¬
ходных пород, но зависит также и от ряда других причин: особенностей состава
исходных пород, способа и длительности переноса, влияния состава коренных
пород области отложения.
Так, например, на территории Восточно-Европейской равнины выделяется
Приуральская провинция четвертичных отложений, особенности состава кото¬
рой обусловлены составом пород области сноса - Урала. Для песчано-алеври¬
товой части отложений этой провинции характерно повышенное содержание
полевых шпатов, хлоритов, преобладание эпидота над роговой обманкой, при¬
сутствие хромита и некоторых других минералов Урала. Центрально-Русская
провинция, располагаясь на площади отложения продуктов выветривания пород
Балтийского щита, выделяется характером соотношения ведущих компонентов,
что обусловлено особенностями выветривания и переноса материала. Примером
провинции, выделяющейся благодаря влиянию местных пород, может служить
Волжско-Донская, четвертичные отложения которой обогащены за счет местных
осадочных пород кварцем, местами глауконитом и спикулами губок, а в тяжелой
фракции - минералами ассоциации дистен - ставролит - силлиманит.
Таким образом, результаты изучения состава песчано-алевритовой части чет¬
вертичных отложений дают представление:
1) об общих особенностях гипергенеза кристаллических пород на протяже¬
нии четвертичного времени;
2) о степени гипергенного преобразования минералов исходных горных по¬
род, послуживших источником обломочного материала для формирования чет¬
вертичных отложений крупных регионов;
3) о местных (провинциальных) особенностях состава отложений.
Тонкодисперсная часть четвертичных отложений
1. Сравнительное изучение фракции менее микрона из четвертичных отло¬
жений различных районов показывает большую близость минералов, составля¬
ющих эту фракцию. Величина светопреломлении, измеренная у более 100 образ¬
цов тонкодисперсных частиц четвертичных отложений Восточно-Европейской
равнины, Казахстана и Средней Азии, имеет близкие значения: Nm= 1,550-1,560,
двупреломление составляет 0,013-0,020.
Результаты рентгеноструктурных анализов свидетельствуют о принадлеж¬
ности большей части тонкодисперсных минералов группе силикатов трехслой¬
180
Гипергенез четвертичного периода
ной структуры. Диагностика и терминология минералов этой группы находится в
стадии разработки. Можно лишь отметить общие характерные особенности ми¬
нералов фракции менее микрона. На дебаеграммах исходного материала отмеча¬
ются сильные линии 10,5-11,5 кХ. После насыщения массы глицерином иногда
имеет место частичное увеличение межплоскостных расстояний, однако сильные
линии 17 кХ при этом, как правило, отсутствуют. Эпизодически отмечаются сла¬
бые линии около 7 кХ, обусловленные примесью минералов группы каолинита.
Почти всегда имеющийся на рентгенограммах фон указывает на присутствие уль-
традисперсных, рентгеноаморфных частиц.
Дифференциальные кривые нагревания тонкодисперсной массы четвертич¬
ных отложений также однотипны и хорошо согласуются с данными рентгенос-
трукгурного анализа. Эндотермические реакции отмечаются двумя хорошо вы¬
раженными пиками с минимумами около 150 и 575° (крайние пределы колебаний
этих эндотермических эффектов при скорости нагревания 28 град/мин составля¬
ют 138-162 и 550-585°). Постоянно присутствует менее интенсивный эндотер¬
мический эффект с минимумом около 870° (пределы колебаний 850-890°). Ино¬
гда отмечается небольшой экзотермический эффект с максимумом от 902 до
960°. Эпизодически обнаруживается экзотермический эффект с максимумом
250-290°, обусловленный сгоранием органического вещества, и эндотермиче¬
ский эффект с минимумом 370-390°, отвечающий реакции гидрогётита. В от¬
дельных районах отмечаются термические эффекты каолинита, галлуазита и
других минералов древней коры выветривания, содержащихся в виде примеси в
четвертичных отложениях. Как правило, эффекты, связанные этими минералами,
очень слабые.
В связи с важным геохимическим значением тонкодисперсной массы отме¬
тим, что намечается определенная зависимость цвета четвертичных отложений
от содержания тонкодисперсной фракции. Тонкодисперсные силикаты энергич¬
но поглощают коротковолновую часть спектра. Присутствие тонкодисперсных
силикатов обусловливает специфическую окраску четвертичных отложений.
Интенсивность окраски пропорциональна содержанию тонкодисперсной части
четвертичных отложений.
В целом можно заключить, что тонкодисперсная фракция четвертичных от¬
ложений в своей основной массе состоит из минералов одной группы силикатов
слоистой (трехслойной) структуры, находящихся между собой в весьма сложном
структурном соотношении. В последнее время все больше выясняется значение
минералов смешаннослойной структуры гидрослюда - монтмориллонит.
Поскольку эти минералы имеют трехслойную структуру, то данные химичес¬
ких анализов тонкодисперсной части четвертичных отложении можно рассчитать
на кристаллохимическую формулу трехслойного силиката. Эти расчеты не пре¬
следуют цели установления формулы минерала, так как фракция менее 0,001 мм
является смесью минералов, но дают представление о соотношении химических
элементов в кристаллической структуре дисперсных силикатов.
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
181
Таблица 57
Расположение катионов в кристаллической структуре тонкодисперсных силикатов
из четвертичных отложений
Катион
от
Пределы колебаний
до
Распространенные значения
Позиции в тетраэдрической группировке
Si4’
3,14
3,51
3,3-3,4
АР’
0,46
0,86
0,6-0,7
Позиции в октаэдрической группировке
АР’
0,86
1,18
1,0-1,1
Fe”
0,86
1,18
0,5
Mg2’
0,15
0,76
0,4-0,6
Результаты наших расчетов показывают, что расположение катионов в тетра¬
эдрических и октаэдрических слоях кристаллической решетки тонкодисперсных
четвертичных силикатов довольно постоянное и не зависит от географическо¬
го положения изученных образцов. Из таблицы 57 видно, что в тетраэдрической
группировке от 80 до 85% позиции занимают ионы кремния, а 15-20% приходит¬
ся на замещающие их ионы алюминия.
В октаэдрической группировке заметные колебания обнаруживают лишь
ионы магния, занимающие обычно 20-30% позиций. Позиции, занятые ионами
алюминия (50-55%) и ионами трехвалентного железа (25%), более постоянны.
Иная картина наблюдается для межплоскостных ионов, представленных ка¬
тионами с крупным ионным радиусом (главным образом, ионами калия) и ио¬
нами гидроксония. В различных образцах ионы гидроксония занимают от 48 до
75% позиций.
2. Важно отметить, что каолинит, наиболее распространенный минерал древ¬
них гипергенных образований, нетипичен для четвертичных отложений и встре¬
чается лишь в виде примеси. Повсеместное ясное доминирование минералов
группы гидрослюда - монтмориллонит над каолинитом в тонкодисперсной ча¬
сти четвертичных отложений характерно не только для Восточно-Европейской
равнины, Средней Азии и Казахстана, но и для других районов Северного полу¬
шария.
Создается впечатление, что высокодисперсные смешаннослойные минералы
группы гидрослюда-монтмориллонит являются характерным продуктом гипер¬
генеза четвертичного периода. Такое предположение на первый взгляд трудно со¬
гласуется с явлением резкой дифференциации ландшафтных зон в четвертичное
время. Повсеместное распространение однотипных гипергенных минералов в
различных типах четвертичных отложений в широком диапазоне географичес¬
ких условий можно объяснить лишь тем, что образование дисперсных силикатов
происходило в ландшафтно-геохимических условиях, достаточно широко рас¬
пространенных на протяжении четвертичного периода.
182
Гипергенез четвертичного периода
Изучение гипергенного минералообразования в области центра четвертично¬
го оледенения показало, что образование дисперсных силикатов происходило в
ландшафтах, близких к нивальным. Возможно, что в настоящее время очагами ге¬
нерации дисперсных силикатов являются горно-нивальные ландшафты, распро¬
страненные в пределах как гумидных, так и аридных регионов, что обеспечивает
аэральный разнос дисперсного материала по всей континентальной поверхности.
Высказанное предположение подтверждается результатами изучения нивального
мелкозема [Глазовская, 1952; Крылков, 1959; Степанов, 1959].
Приуроченность образования дисперсных смешаннослойных минералов
группы гидрослюда-монтмориллонит к нивальным ландшафтам невольно наво¬
дит на мысль: не находится ли обогащенность четвертичных отложений дисперс¬
ными минералами этого типа в связи с широким развитием оледенений на протя¬
жении четвертичного периода? Этот вопрос заслуживает дальнейшего изучения.
3. Несмотря на однотипный состав тонкодисперсных силикатов в четвертич¬
ных отложениях, намечаются некоторые отличительные признаки этих минера¬
лов к зависимости от аридных или гумидных условий их нахождения.
Выше мы упоминали о том, что состав межплоскостных катионов сильно
варьирует. При этом у тонкодисперсных минералов из четвертичных отложений
Южного Казахстана и Средней Азии, как правило, меньшее содержание гидрок-
сония, чем в образцах из более северных районов. Можно предполагать, что в
процессе гипергенного преобразовании четвертичных отложений происходит
выщелачивание калия и замещение его ионом гидроксония, в результате чего
число монтмориллонитовых слоев (то есть слоев, лишенных межплоскостного
калия) возрастает. Логично ожидать, что в гумидных условиях этот процесс, про¬
текает более интенсивно, чем в аридных. Величина соотношения калия и гидрок¬
сония, рассчитанная по аналитическим данным, нанесена на график (рис. 32). По
оси ординат графика отложено процентное содержание катионов калия от обще¬
го числа катионов, занимающих межплоскостное положение в кристаллической
структуре тонкодисперсных силикатов, по оси абсцисс - процентное содержание
Рис. 32. Соотношение катионов калия
и гидроксония в кристаллической решетке
тонкодисперсных силикатов из четвертич¬
ных отложений различных ландшафтов
Четвертичные отложения: У - Север¬
ного Казахстана, 2 - Устюрта, 3 - Прибал¬
хашья, 4 - лесной зоны Восточно-Евро¬
пейской равнины
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
183
катионов гидроксония. На графике ясно видно, что дисперсные глинистые сили¬
каты четвертичных отложений занимают промежуточное положение между ил-
литом, в решетке которого около 50% позиций калия замещено гидро-ксонием, и
монтмориллонитом, в кристаллической решетке которого калий отсутствует. При
этом точки, отвечающие четвертичным отложениям из резко аридных ландшаф¬
тов (Устюрт, Прибалхашье), группируются отдельно от точек, соответствующих
гумидным ландшафтам (некоторые районы Северного Казахстана, лесная зона
Восточно-Европейской равнины).
Итак, результаты изучения тонкодисперсной части четвертичных отложений
свидетельствуют о следующем:
1) гипергенное преобразование силикатов кристаллических пород протекало
однотипно. Намечается связь этого процесса с условиями нивальных и близких к
ним ландшафтов. Широкое распространение указанных условий на протяжении
четвертичного периода в Северном полушарии возможно обусловило повсеме¬
стное преобладание в четвертичных отложениях однотипных высокодисперсных
смешаннослойных силикатов типа гидрослюда-монтмориллонит;
2) дальнейшее преобразование тонкодисперсных силикатов имеет некоторые
отличия в аридной и гумидной зонах;
3) провинциальные, особенности состава тонкодисперсной части четвертич¬
ных отложений преимущественно связаны с примесью продуктов дочетвертич-
ного гипергенеза при формировании отложений.
Элементный состав четвертичных отложений
как результат процессов прогенетической стадии гипергенеза
Так как песчано-алевритовые и тонкодисперсные компоненты составляют
большую часть массы четвертичных отложений, можно считать, что основные
черты химического состава этих отложении формируются на прогенетической
стадии гипергенеза.
П.Н. Чирвинским [1946] рассчитан средний химический состав горных пород
области сноса обломочных компонентов четвертичных отложений - Балтийского
кристаллического щита. Нами были определены модальные значения основных
компонентов химического состава четвертичных отложений. Разделив вторые
значения па первые, мы получим числа, показывающие изменение содержания
компонентов химического состава на прогенетической стадии гипергенеза:
Si02- 1,1
А1203 - 0,9
FeO-0,1
Fe203-2,8
MgO-0,7
СаО-0,15
Na.O-0,3
К2О-0,8
Общее количество железа,
рассчитанное на Fe203,- 1,0
184
Гипергенез четвертичного периода
Таким образом, процессы прогенетической стадии гипергенеза направлены
на повышение концентрации кремнезема и уменьшение содержания почти всех
других компонентов. При этом незначительно уменьшается содержание элемен¬
тов, входящих в состав гипергенных силикатов (алюминия, магния, калия) и рез¬
ко уменьшается содержание кальция и натрия. Происходит значительное увели¬
чение содержания окиси железа и соответственное уменьшение закиси, причем
общее содержание этого элемента сохраняется примерно на исходном уровне.
Амплитуда этих изменений определяется как интенсивностью выветрива¬
ния, так и соотношением выветривания и эрозии. Ниже приведены модальные
значения основных компонентов химического состава четвертичных отложений
(покровных и лёссовидных суглинков лесной зоны Русской равнины и лёссовых
пород Средней Азии) с однотипной гранулометрической характеристикой (в % на
безгумусное, бескарбонатное прокаленное вещество):
Русская равнина
Средняя Азия
Si02
74,0
69,0
а,2°з
12,8
14,5
Fe203
4,5
7,0
СаО
1,2
2,2
MgO
1,3
1,9
к2о
2,3
2,0
Na20
1,0
2,1
Сумма
97,1
98,7
Несмотря на однотипный гранулометрический состав этих отложений, их хи¬
мический состав заметно отличается.
Четвертичные отложения Русской равнины, сложенные материалом, более
сильно измененным в прогенетическую стадию гипергенеза, чем отложения
аридной зоны, ясно отличаются более высоким содержанием кремнезема.
Как показывают результаты минералогических исследований, химический
состав песчано-алевритовой части зависит от соотношения обломочных силика¬
тов и кварца. Химический состав тонкодисперсной части довольно постоянен.
Таким образом, можно считать, что химический состав четвертичных отложений
определяется степенью “окварцованности” их мелкообломочной части и содер¬
жанием тонкодисперсных частиц.
В прогенетическую стадиию гипергенеза происходит закономерное перерас¬
пределение редких и рассеянных химических элементов. В.В. Щербиной [1962]
введено понятие о минералах - носителях рассеянных химических элементов,
имеющее весьма важное значение для миграции этих химических элементов в
зоне гипергенеза.
Крупные обломки (валуны, щебень), естественно, содержат химические эле¬
менты, которые свойственны исходным породам. Рассеянные элементы, содер¬
жащиеся в крупных обломках, не принимают участия в гипергенной миграции,
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
185
образуя своего рода резерв. Значение акцессорных минералов как носителей
невелико, несмотря на значительную концентрацию в них редких и рассеянных
элементов. Это объясняется весьма незначительным содержанием акцессорных
минералов в четвертичных отложениях большей части изученной территории.
Основная масса рассеянных химических элементов заключена в породообразую¬
щих минералах - обломочных и тонкодисперсных.
Рассеянные элементы распределяются между тонкодисперсной и песчано¬
алевритовой частями четвертичных отложений неравномерно. Некоторые рассе¬
янные элементы в большей степени концентрируются и тонкодисперсной фрак¬
ции четвертичных отложений, другие - в песчано-алевритовой. Рассчитав вели¬
чину отношения содержания рассеянных элементов в этих фракциях (табл. 58),
можно выделить элементы, избирательно накапливающиеся в тонкодисперсной
массе (ванадий, медь, цинк, никель, галлий), элементы, концентрирующиеся в
песчано-алевритовой массе (цирконий, стронций, барий), и элементы промежу¬
точного положения (например, свинец и кобальт).
Таблица 58
Соотношение содержания некоторых рассеянных элементов в тонкодисперсиой и песчано¬
алевритовой частях четвертичных отложений
Элемент
Устюрт
Юго-Западное
Прибалхашье
Бассейн
средней Оки
Бассейн Камы
Кольский п-ов
V
1,3
1,2
1,3
5,6
1
Си
1,3
1,6
2,2
1,6
4,6
Zn
1
1,5
1,6
8
2
Ni
1
1,5
1,0
2,2
1
Ga
1,5
0,8
1,0
3,0
0,8
Pb
0,8
1,6
0,8
I
1
Со
1
1,3
0,5
0,6
—
Zr
0,7
0,5
0,4
2,0
0,7
Sr
0,3
0,9
0,4
0,2
0,2
Ba
0,3
0,2
0,1
—
0,1
Главный обломочный минерал - кварц - содержит весьма небольшое коли¬
чество рассеянных химических элементов. Об этом говорит микроэлементный
состав обломочного кварца из четвертичных отложений различных районов:
Северный Казахстан Центральная часть Русской равнины
(среднее содержание (среднее содержание
по данным 40 анализов) по данным 12 анализов)
Постоянно присутствуют
Ti
8,0
5,5
Мп
9,6
3,5
Эпизодически обнаруживаются
V
0,7
1,0
Си
0,8
0,6
Zr
0,8
1,0
186
Гипергенез четвертичного периода
Кроме того, в единичных случаях обнаружены галлий, свинец, хром, серебро
и барий.
Изменение соотношении кварца и обломочных силикатов в пользу кварца
влечет за собой значительное уменьшение содержания многих рассеянных эле¬
ментов. Этим обусловлено пониженное содержания рассеянных элементов на
площади развития песчаных отложений
В таблице 59 показаны величины отношения содержания некоторых рассеян¬
ных элементов в суглинистых отложениях к их содержанию в песчаных отложе¬
ниях. Из этих данных видно, что концентрация меди, ванадия, марганца, никеля
и галлия в песках от полутора до пяти раз меньше, чем в суглинках. Нельзя не
заметить, что пески северо-западной и приуральской частей Восточно-Европрей-
ской равнины относительно более богаты рассеянными элементами, чем пески
центральных районов, причем это в равной мере относится как к аллювиальным,
так и к водно-ледниковым пескам. Причина этого явления заключается в том, что
песчаные отложения Приуралья и Северо-Запада содержат больше обломочных
силикатов, чем отложения центральных районов. Содержание циркония, строн¬
ция и бария в песчаных и суглинистых отложениях весьма близки.
Абсолютное содержание рассеянных химических элементов в четвертичных
отложениях не дает отчетливой картины накопления или дефицита этих элемен¬
тов в отдельных районах, так как кларки различных элементов существенно раз¬
нятся. Более объективное представление об уровнях содержаниях рассеянных
элементов в четвертичных отложениях можно получить, исходя из величин клар-
ков концентраций.
Произведенные расчеты показывают, что кларки концентраций различных
элементов в четвертичных отложениях заметно отличаются (табл. 60). Можно
Таблица 59
Соотношение содержания некоторых рассеянных химических элементов в суглинистых и
песчаных отложениях четвертичного возраста европейской части СССР
Элемент
Водно-ледниковые пески
Аллювиальные пески
Северо-Запад
центральные
районы
бассейн
Клязьмы
бассейн
средней Оки
бассейн
Камы
V
1,9
2,7
2,6
2,1
1,4
Си
1,4
3,2
2,2
2,1
1,7
Мп
1,5
5,0
3,0
2,1
1,4
Ni
1,4
2,0
2,2
1,9
1,3
Ga
1,7
1,4
2,3
2,5
1,4
Ti
1,3
1,2
2,1
2,2
2,1
Со
1,3
2,0
1,5
1,5
1,7
Pb
1
2,7
3,6
2,2
1,7
Zr
1,0
1,2
U
2,0
1,0
Sr
1
1
1
1
1,2
Ba
1
1
1
1,3
1,2
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
187
Таблица 60
Кларки концентрации некоторых рассеянных химических элементов
в четвертичных отложениях суглинистого состава
Лёссовидные суглинки
Морена
П<
с
экровные
у глинки
У
2
<и
с;
Юго-Западное
Устюрт
Северный
валдайская
а>
Л
со
§
о
Средняя Ока
V
ьЛ
5
О
Прибалхашье
Казахстан
московская
о
2
§
с
1
&
Ti
0,38
0,14
0,66
0,35
0,66
0,43
0,49
0,80
Мп
0,86
0,40
1,24
0,65
0,55
0,82
1,01
1,80
V
0,59
0,67
0,80
0,24
0,70
0,73
0,62
1,00
Си
0,48
0,23
0,68
0,15
0,61
0,44
0,45
0,80
РЬ
7,80
3,0
5,90
2,70
5,60
3,80
5,62
6,25
Ni
0,25
0,10
0,26
0,19
0,58
0,32
0,19
0,83
Со
0,25
0,10
0,24
0,24
0,44
0,34
0,24
0,70
Zr
0,40
0,64
0,30
0,56
0,55
-
0,89
0,72
Ga
4,1
4,10
1,00
2,90
2,50
7,30
4,26
3,40
Sr
2,30
9,48
3,10
0,25
0,62
0,70
0,50
1,30
Ва
1,70
0,20
2,70
0,06
0,04
0,50
0,68
0,64
Zn
1,10
-
1,70
0,80
0,60
1,00
1,00
1,20
Cr
0,30
0,20
0,40
0,17
-
0,15
0,25
0,30
Sn
0,15
0,10
0,12
-
0,12
-
0,12
0,12
Be
1,30
0,9
1,30
-
-
-
0,80
0,80
выделить группу элементов, кларк концентрации которых во всех изученных
районах превышает единицу. Таковыми являются свинец и галлий, содержание
которых в четвертичных отложениях в несколько раз превышает кларк этих эле¬
ментов в земной коре. Выделяется также группа химических элементов, кларк
концентрации которых приближается к единице и иногда ее превышает (марга¬
нец, цинк, бериллий). Третью группу составляет большая часть элементов (ва¬
надий, цирконий, титан, медь, никель, кобальт, хром и олово), кларк концентра¬
ции которых повсеместно значительно ниже единицы. В особую группу следует
выделить стронций и барий. Кларк концентрации этих химических элементов в
зависимости от ландшафтно-геохимических условий меняется на один-два по¬
рядка.
Характерные черты микроэлементного состава четвертичных отложений
различных районов наглядно проявляются на графиках кларков концентраций
(рис. 33).
Полученные данные позволяют в самом первом приближении приступить к
выяснению географических закономерностей распределения этих элементов в
четвертичном покрове. Исходя из значений кларков концентраций рассеянных
188
Гипергенез четвертичного периода
Рис. 33. Графики кларков концентрации некоторых рассеянных химических элементов в
четвертичных отложениях различных районов
1 — лёссовидные суглинки Юго-Западного Прибалхашья; 2 — лёссовидные суглинки Северного
Казахстана; 3—ледниковые суглинки северо-запада Восточно-Европейской равнины; 4—ледниковые
и покровные суглинки центральных районов Восточно-Европейской равнины
элементов в отдельных районах, можно отметить следующие провинциальные
особенности микроэлементного состава четвертичных отложений:
1. Для четвертичных отложений Казахской герцинской платформы характерно
относительно повышенное содержание титана, ванадия, меди, свинца и молибде-
rta. В северной части, на территории Северо-Казахского поднятия, повышенное
содержание титана, ванадия и меди особенно четко выражено и при этом сопро¬
вождается относительно невысоким содержанием циркония. На юге, в области
Юго-Западного Прибалхашья, более четко выступает повышенное содержание
свинца (кпарк концентрации 7,8).
2. Четвертичные отложения Устюрта отличаются весьма высоким содержа¬
нием стронция (кларк концентрации 9,48) и пониженным содержанием многих
рассеянных элементов - титана, марганца, меди, никеля, кобальта.
3. В четвертичных отложениях Русской равнины имеет место невысокое со¬
держание большей части рассеянных элементов. Исключение составляет цирко¬
ний, кларк концентрации которого достигает величины 0,89. Характерно, что в
центральных районах Русской равнины на площади развития покровных и лёссо¬
видных суглинков уровень содержания ванадия, меди, галлия и свинца выше, чем
на Северо-Западе, на площади развития последнего оледенения.
4. Приуральская провинция четвертичных отложений, занимающая западный
склон Урала и область развития верхнепермских красноцветов, характеризуется
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
189
возрастанием содержания ряда рассеянных элементов (титана, ванадия, меди, ни¬
келя, кобальта, свинца и хрома). Особенно выделяются повышенные кларки кон¬
центрации никеля (0,8) и кобальта (0,7). Содержание циркония несколько мень¬
шее, чем в центральных районах Восточно-Европейской равнины.
5. Четвертичные отложения Кольско-Карельской области по составу рассе¬
янных элементов близки к отложениям Восточно-Европейской равнины, однако
в отдельных районах испытывают сильное влияние местных пород, что создает
известную мозаичность их микроэлементного состава.
Сопряженное изучение рассеянных элементов в четвертичных отложениях и
породах, являющихся источником питания, показывает тесную связь их микро¬
элементного состава. Это обстоятельство позволяет использовать минералоги¬
ческие критерии для уточнения районов, отличающихся особенностями состава
рассеянных элементов. На этом основании нами выделены минералого-геохи¬
мические провинции четвертичных отложений Восточно-Европейской равнины.
Взаимосвязь рассеянных элементов с минеральным составом четвертичных от¬
ложений Казахстана и Средней Азии еще недостаточно изучена, поэтому внутри
намеченных нами минералогических провинций этой территории в дальнейшем
могут быть выделены площади, отличающиеся своим элементарным составом.
Итак, изучение элементарного состава четвертичных отложений позволяет
утверждать, что прогенетическая стадия гипергенеза сопровождается отчетли¬
вым перераспределением химических элементов.
Интенсивность гипергенного преобразования проявляется в повышении кон¬
центрации кремнезема, незначительном уменьшении содержания алюминия,
магния и калия и энергичном выносе кальция и натрия.
Четвертичные отложения наследуют характерные черты микроэлементного
состава исходных пород, что отражается в провинциальных особенностях состава.
Носителями основной массы рассеянных элементов являются обломочные и
тонкодисперсные силикаты. Содержание рассеянных элементов в кварце пони¬
женное. Поэтому на площади каждой провинции выделяются участки четвертич¬
ных отложений, обогащенные кварцем, где имеет место относительное умень¬
шение содержания некоторых химических элементов, в первую очередь ванадия,
меди, никеля, галлия.
При наличии глубокого гипергенного преобразования исходного материала
разница в уровне содержания этих элементов на участках песчаных аккумуляций
в несколько раз ниже, чем на площади накопления тонкодисперсных силикатов.
Проявления эпигенетической стадии гипергенеза
В силу того, что следы процессов эпигенетической стадии гипергенеза со¬
храняются in situ, изучение проявлений этой стадии дает возможность не толь¬
190
Гипергенез четвертичного периода
ко установить конечные результаты, но и выяснить особенности механизма этих
процессов.
Важнейшими проявлениями эпигенетической стадии гипергенеза являются
новообразованные минералы, особенности их химического и микроэлементного
состава, а также некоторые текстурно-структурные образования. Рассмотрим ос¬
новные итоги изучения этих проявлений.
В результате гипергенного преобразования четвертичных отложений проис¬
ходит частичное разрушение слагающих их минеральных компонентов и воз¬
никновение эпигенетических новообразований. Общий список эпигенетических
гипергенных минералов из четвертичных отложений включает в себя более че¬
тырех десятков названий. Ниже приведены новообразованные минералы эпиге¬
нетической стадии гипергенеза четвертичных отложений Восточно-Европейской
равнины, Казахстана и Средней Азии (в порядке принятой классификации):
Эпигенетические минеральные новообразования
Сульфиды
Сульфаты
Мельниковит
Марказит
Гипс
Полу гидрат
Эпсом ит
Мелантерит
Сидеротилит
Ярозит
Мирабилит
Тенардит
Ваттевиллит
Астраханит
Глауберит
Целестин
Окислы
Опал
Гётит
Гидрогётит
Лепидокрокит
Г идролепидокрокит
Эренвертит
Гель гидроокиси железа
Вад
Псиломелан
Пиролюзит
Фосфаты
Нитраты
Вивианит
Бета-керченит
Босфорит
Бераунит
Пицит
Фосфористый лимонит
Калиевая селитра
Натриевая селитра
Карбонаты
Кальцит
Люблинит
Доломит
Сода
Родохрозит
Сидерит
Аллофан
Гизингерит
Железистые гидрослюды
Нонтронит
Натролит
Фоязит
Силикаты
Хлориды
Галит
Атакам ит
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
191
В этот список не включены карбонаты, сульфаты, силикаты, фосфаты и вана-
даты некоторых редких металлов, встречающиеся в очень небольшом количестве
в четвертичных отложениях отдельных районов. В списке также не фигурируют
новообразования, возникающие в специфических условиях ореолов рассеяния
рудных месторождений.
Разнообразие эпигенетических минералов свидетельствует об интенсивном
гипергенном минералообразовании в четвертичных отложениях. Изучение зару¬
бежных литературных данных позволяет предполагать, что приведенный список
полностью не исчерпывает возможности нахождения других минералов. Особен¬
но это относится к условиям пустынь, где можно обнаружить новообразования
боратов, хроматов и йодатов.
Замечательной особенностью эпигенетических новообразований является
приуроченность их к определенным ландшафтам. В первом приближении созда¬
ется впечатление о четкой связи распространенных гипергенных новообразова¬
ний (гидрогётита, кальцита, гипса) с зональными ландшафтами, или, пользуясь
выражением В.В. Докучаева, - “о зональности в минеральном царстве”.
Более тщательное изучение распределения новообразований позволило об¬
наружить, что эта закономерность часто нарушается. Так, например, кальцит и
гипс являются характерными новообразованиями четвертичных отложений пус¬
тынной зоны. Но новообразования этих же минералов часто встречаются в озер¬
но-ледниковых отложениях на территории лесной зоны. В то же время в аллюви¬
альных и делювиальных отложениях замкнутых депрессий аридных ландшафтов
присутствуют гидрогётит и минералы группы гидроокислов марганца, которые
являются типичными новообразованиями четвертичных отложений гумидных
ландшафтов.
Это кажущееся на первый взгляд противоречие разрешается на основании
представлений Б.Б. Полынова [1946] о геохимическом обмене в ландшафте. Как
вытекает из фактического материала, изложенного в предыдущих главах, зако¬
номерная приуроченность гидрогётита и псиломелана (вада) к гумидным ланд¬
шафтам, а кальцита и гипса - к аридным, справедлива лишь для элювиальных
условий. В условиях гидрогенного гипергенеза минералообразование обычно
происходит за счет химических элементов, мигрирующих из четвертичных от¬
ложений, находящихся в элювиальных условиях. Поэтому в результате гидро¬
генного гипергенеза формируются новообразования, возникновение которых в
элювиальных условиях данного ландшафта невозможно.
Минеральные новообразования, формирующиеся в сопряженных частях лан¬
дшафта, составляют закономерные парагенетические ассоциации. Как видно на
совмещенной парагенетической схеме (рис. 34), четвертичные отложения при¬
родных зон отличаются особенностями эпигенетических новообразований.
Гидрогенные новообразования в подчиненных ландшафтах обладают значи¬
тельно большей амплитудой распространения, чем в элювиальных. Например,
кальцит, являющийся характернейшим новообразованным минералом четвер-
192
Гипергенез четвертичного периода
Рис. 34. Парагенетические ассоциации
распространенных минеральных новообра¬
зований эпигенетической стадии гипергенеза
четвертичного периода
Ландшафтные зоны: I - тундровая,
II - лесная, III - лесостепная, IV - степная,
V - пустынная. Зачерненные участки - элю¬
виальный гипергенез, светлые - гидрогенный
гипергенез
тичных отложений аридной зоны, в
условиях гидрогенного гипергенеза
встречается не только в аридной, но
и в гумидной зоне. То же самое отно¬
сится к гипсу. Обратная картина на¬
блюдается для гидрогётита, который в
элювиальных условиях встречается в
четвертичных отложениях гумидных
ландшафтов, а в суб- и суперакваль-
ных обстановках распространяется до
пустынной зоны включительно.
Некоторые новообразования фор¬
мируются исключительно в гидро¬
генных условиях. Примером может
служить мельниковит, образующийся
при гидрогенном гипергенезе в четвертичных отложениях от тайги до пустыни.
Значительно меньше новообразований возникает при гипергенезе четвертичных
отложений только в элювиальных условиях (люблинит, полугидрат).
Несмотря на сложную картину пространственного распространения эпигене¬
тических новообразований, в четвертичных отложениях четко противопоставля¬
ются ассоциации новообразованных минералов в гумидных и аридных ландшаф¬
тах. Тем самым намечаются два типа гипергенеза - гумидный и аридный.
Гумидный тип гипергенеза характеризуется новообразованием гидрогётита,
гидролепидокрокита, геля гидроокиси железа и гидроокислов марганца. В ус¬
ловиях гидрогенного минералообразования, помимо названных минералов, воз¬
никают карбонаты и фосфаты закиси и окиси железа, родохрозит, кальцит и в
значительно меньшем количестве гипс.
Аридный тип гипергенеза сопровождается новообразованием значительных
масс кальцита, гипса, галита, тенардита-мирабилита, эпсомита и других минера¬
лов-солей. В гидрогенных условиях формируются небольшие массы гидрогётита
и мельниковита.
Гумидная Аридная
зона зона
1 | II [ III | IV J V
1 ! 1 1
Марказит .
1 т 1 1
1 1 1 1
Опал
^
Гидрогбтит
Гель гидроокиси Fe
Минералы гидро-
окиси Мл
Минералы группы
1 * я j •
вивианита
1 1 1 1
Аллофан
Гизенгерит
1 1 1 1
Fe-гидрослюды
1 1 1 1
Сидерит
III
Родохрозит
Кальиит
I ill
- Т ‘ 1 1
l\QI ШЦП 1
Люблинит
1 1 | |
Доломит
Сода
1 | 1 |
Гипс
Полугидрат
1
Элсамит
Мирабилит-
1 1 ' '
тенардит
' | J ^ '
Астраханит-
1 1 I 1
ватвеллит
Галит
Глауберит
1 1 1 1
Целестин
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
193
В целом изучение новообразованных минералов эпигенетической стадии ги¬
пергенеза четвертичного периода позволяет констатировать следующее:
1) в четвертичных отложениях происходит интенсивное гипергенное минера-
лообразование. Состав новообразованных минералов весьма разнообразен и для
изученной территории составляет около пятидесяти названий;
2) пространственное размещение новообразованных минералов находится в
зависимости от ландшафтно-геохимических условий. Принципиальное отличие
новообразований аридных и гумидных ландшафтов позволяет говорить о двух
типах гипергенеза - аридном и гумидном;
3) минеральные новообразования, формирующиеся в сопряженных элюви¬
альных и гидрогенных условиях, составляют закономерные парагенетические
ассоциации. Каждой природной зоне соответствует особый характер парагенези¬
са новообразований.
Текстурно-структурные проявления гипергенеза
Формирование новообразований в структурном отношении представляет со¬
бой концентрирование определенных химических элементов в процессе их ги¬
пергенного перераспределения. Можно выделить три категории эпигенетическо¬
го концентрирования вещества:
а) дисперсные выделения (кристаллические или аморфные);
б) изолированные формы (агрегаты, мелкие скопления, друзы, конкреции, бо¬
родки, цементы);
в) сплошные горизонты (коры, слои, линзовидные тела и тела неправильной
формы).
Процесс концентрирования в различных геохимических условиях имеет свои
отличия, что отражается не только на составе новообразований, но и на их мор¬
фологии.
Для гипергенеза в элювиальных условиях характерны: 1) дисперсные выявле¬
ния; 2) агрегаты и мелкие скопления; 3) конкреции; 4) бородки (натеки); 5) слои
вмывания.
Гипергенез в супераквальных условиях сопровождается возникновением сле¬
дующих форм: 1) гнезд и друз; 2) конкреций; 3) слоев выпотевания и кор.
В субаквапьных условиях формируются: 1) конкреции; 2) линзовидные тела
и слои осаждения.
Весьма разнообразна морфология конкреций. Систематику конкреционных
форм можно представить следующим образом:
I. Изометричные (и слабоудлиненные).
1) с внутренней полостью (стяжения):
а) кристаллические (гипс, кальцит),
б) псевдоаморфные (гидрогётит, псиломелан);
194
Гипергенез четвертичного периода
2) без внутренней полости (оолиты):
а) кристаллические (кальцит),
б) псевдоаморфные (гидрогётит, пиролюзит, псиломелан, марказит).
II. Цилиндрические
1) с внутренней полостью:
а) кристаллические (капьцитовые, инкрустации по порам, гипсовые и капь-
цитовые аккырши),
б) псевдоаморфные (гидрогётитовые роренштейны, инкрустации вивианита
по остаткам корней);
2) без внутренней полости - не обнаружены.
III. Уплощенной формы
1) с внутренней полостью:
а) кристаллические (кальцит),
б) псевдоаморфные - не обнаружены;
2) без внутренней полости:
а) кристаллические - не обнаружены,
б) псевдоаморфные (гидрогётит, пиролюзит).
Конкреционные формы особенно характерны для новообразованных минера¬
лов, прошедших стадию гелевого состояния (гидрогётит, псиломелан-вад, каль¬
цит), хотя также слагаются минералами, образующимися при кристаллизации в
водно-ионной среде (например, гипсом).
Отдельные конкреционные формы типичны для определенных геохимиче¬
ских условий. Так, например, трубчатые конкреционные образования характерны
для супераквальных условий. В гумидной зоне они представлены роренштейна-
ми (железистые новообразования), в аридной - аккыршами (гипсовые и капьци-
товые новообразования). Для субаквапьных условий типичны оолитоподобные
конкреции. В гумидной зоне это преимущественно железо-марганцевые конкре¬
ции концентрического строения с обломочными минералами в центре, в аридной
зоне - весьма сходные по строению капьцитовые конкреции.
Микротекстуры и микроструктуры отражают состояние новообразований в
момент их возникновения. Взаимоотношение между новообразованным веще¬
ством и минералами четвертичных отложений позволяет судить об устойчивости
минералов в различных геохимических обстановках и о вовлечении в миграцию
химических элементов.
По структурно-текстурным признакам новообразования можно подразделить
на две группы:
Первую группу составляют новообразования, отличающиеся наиболее мел¬
кой структурой (железистые и марганцевые). Величина кристаллических инди¬
видов этих новообразований, как правило, не превышает 0,02 мм и обычно изме¬
ряется микронами. В ряде случаев кристалличность новообразований находится
за пределами разрешительной способности микроскопа и устанавливается лишь
с помощью рентгеноструктурного или термического анализов. Структура карбо¬
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
195
натных новообразований колеблется от криптокристаллической до мелкокрис¬
таллической. Наиболее мелкие индивиды имеют размер в несколько микронов,
наиболее крупные 0,03-0,05 мм. Новообразования, возникшие в суб- и супера-
квальных условиях, часто отличаются несколько более крупной структурой от
аналогичных новообразований, сформировавшихся в автономных геохимиче¬
ских обстановках.
Новообразования, обладающие криптокристаллической структурой, обычно
имеют различные варианты метаколлоидной микротекстуры. Криптокристал¬
лическая структура и метаколлоидная текстура свидетельствуют о гелевидном
состоянии вещества этих ново-образований при их формировании, Подобные
новообразования содержат большое количество частиц вмещающих пород. Это,
по-видимому, обусловлено захватом частиц породы гелями новообразований.
В процессе раскристаллизации гелей происходит уменьшение перво-начального
объема, что сопровождается появлением трещин синерезиса.
Помимо новообразований, являющихся метаколлоидами и обнаруживающих
лишь следы гелевого состояния, имеются новообразования, представляющие
собой истинные гели. Таковы опал, аллофаноиды, гель гидроокиси железа. Они
распространены значительно менее кристаллических новообразований, сохраня¬
ющих реликты гелевого состояния.
Вторую группу составляют новообразования, отличающиеся относительно
крупной кристаллической структурой. Величина кристаллических индивидов
этих новообразований, как правило, превышает 0,1 мм и часто достигает весьма
крупных размеров - до 1-2 дм На различных участках новообразований кристал¬
лы имеют неодинаковую величину, что обусловливает неравномернозернистую
структуру.
Оригинальной шестовато-игольчатой структурой обладает гипс из древних
гидроморфных образований аридной зоны. Кристаллы этой группы новообразо¬
ваний прозрачны и почти лишены включений. Исключение составляют так назы¬
ваемые репетекские гипсы, обладающие гигантозернистой структурой, в крис¬
таллы которых в большом количестве включены песчинки. Какие-либо признаки
коллоидных явлений в новообразованиях этой группы отсутствуют. Формиро¬
вание подобных новообразований, по-видимому, происходит в виде спокойной
кристаллизации из водно-ионных растворов.
Представители этих двух групп новообразований формируются как в арид¬
ной, так и в гумидной зоне, хотя аридные ландшафтно-геохимические условия
более благоприятны для возникновения новообразований второй группы.
Микроморфологические особенности четвертичных отложений в значитель¬
ной мере определяются взаимоотношением новообразованных минералов с ис¬
ходными компонентами - обломочными минералами и тонкодисперсной массой.
Часть новообразованных минералов не обнаруживает явлений реакционного
взаимодействия с минералами, слагающими четвертичные отложения. Эти но¬
вообразования аплотриоморфны по отношению к обломочным минералам и не
196
Гипергенез четвертичного периода
замещают тонкодисперсную часть четвертичных отложений. Кристаллы этих ми¬
нералов образуются либо при наличии большой энергии кристаллизации (гипс),
либо возникают в пустотах (элсомит, галит и другие водорастворимые новообра¬
зования).
Другая часть новообразованных минералов, в том числе такие распростра¬
ненные, как гидрогетит, псиломелан, кальцит, в процессе своего возникновения
определенным образом взаимодействуют с минералами четвертичных отложе¬
ний. В результате этого минеральные компоненты четвертичных отложений в той
или иной степени корродируются и метасоматически замещаются гипергенными
новообразованиями.
Эффект гипергенного метасоматоза определяется, с одной стороны, устой¬
чивостью породообразующих минералов, а с другой - способностью к замеще¬
нию новообразованных минералов. Наиболее устойчивым породообразующим
минералом является кварц, менее устойчивым - полевые шпаты. Наиболее легко
поддается метасоматическому замещению тонкодисперсная часть четвертичных
отложений.
Способность к метасоматическому замещению особенно выражена у минера¬
лов группы гидроокислов железа и марганца. Эти минералы не только энергично
замещают тонкодисперсную массу, но и резко корродируют наиболее устойчивый
минерал - кварц. Особенно интенсивны явления метасоматоза в железо-марган¬
цевых новообразованиях, возникших в условиях гидрогенного гипергенеза гу-
мидной зоны. В аридной зоне корродирующая способность гидроокислов железа
и марганца уменьшается.
Способностью к метасоматическому замещению обладает также кальцит.
Капьцитовые новообразования интенсивно замещают тонкодисперсную массу;
коррозия кварца и обломочных силикатов проявляется только в условиях резко
аридных ландшафтов, особенно при гидрогенных процессах.
Процессы гипергенного метасоматоза, вовлекая в миграцию значительные
количества химических элементов (в том числе из трудноразрушаемых соеди¬
нений), играют важную роль в эпигенетическую стадию гипергенеза. Значение
этого явления только начинает выясняться.
В определенных условиях в гипергенную миграцию вовлекаются наиболее
мелкие компоненты четвертичных отложений - тонкодисперсные частицы. Эти
частицы перемещаются в виде тонких взвесей с нисходящим током воды. При
испарении воды тонкодисперсные частицы выпадают, создавая оригинальные
структурные новообразования. Благодаря особенностям кристаллического стро¬
ения тонкодисперсные частицы оседают ориентированно - базальной плоско¬
стью параллельно стенкам поры или трещины. В результате возникают гли¬
нистые пленки метакинематической микротекстуры (плазма, по терминологии
В. Кубиены).
Микротекстура, обусловленная слоями ориентированных частиц величиной
менее микрона, по своей природе близка к метаколлоидным микротекстурам ги¬
Глава V/I. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
197
пергенных новообразований. Отличие заключается в том, что метаколлоидные
микротекстуры отражают гелевое состояние новообразованных (эпигенетиче¬
ских) минералов, а метакинематическая микротекстура является результатом ге¬
левидных скоплений высокодисперсных компонентов четвертичных отложений.
Метакинематическая микротекстура широко распространена в условиях гу-
мидной зоны. В условиях аридной зоны образования метакинематических мик¬
ротекстур не происходит.
В результате изучения текстурно-структурных особенностей новообразова¬
ний эпигенетической стадии гипергенеза можно отметить следующее:
1. В эпигенетическую стадию гипергенеза наряду с процессами нормальной
кристаллизации широко распространены физико-химические и коллоидные про¬
цессы, формирующие специфические структурно-текстурные особенности ги¬
пергенных новообразований. Таковы проявления ритмичного осаждения золей
Fe203 под влиянием диффузии атмосферного кислорода через пористую среду
рыхлых отложений, следы гелевидного состояния карбонатов кальция в момент
их выпадения из раствора и пептизации высокодисперсных гипергенных силика¬
тов и др.
2. В процессе эпигенетического минералообразования широкое развитие по¬
лучают явления гипергенного метасоматоза, что особенно характерно для желе¬
зо-марганцевых новообразований в гумидной зоне и для кальцитовых - в арид¬
ной зоне.
Особенности элементного состава новообразований
Характерной особенностью состава эпигенетических минералов четвертич¬
ных отложений является большое количество примесей. Говоря о примесях, мы
имеем в виду не механические включения минеральных частиц, захваченных при
образовании гипергенных минералов, а примеси, входящие в состав новообра¬
зованного вещества в результате сорбционных явлений и изоморфизма, а также
химические элементы, находящиеся в рассеянном состоянии.
Ввиду наличия в новообразованиях большого количества механических
включений, в том числе довольно мелких, отделение новообразованной массы
от механических включений физическими методами часто невозможно. Поэтому
при изучении химического состава новообразований необходимо с большой ос¬
торожностью относится к использованию данных валового анализа. Наибольший
интерес представляют рациональные анализы, позволяющие выделять новообра¬
зованное вещество, а механические включения удалять в виде нерастворимого
остатка.
Новообразования, возникающие при наличии метасоматических коллоидных
явлений (железистые, марганцевые и карбонатные), отличаются особенно боль¬
шим содержанием примесей.
198
Гипергенез четвертичного периода
Сопоставляя химический состав наиболее распространенных окисножелезис-
тых новообразований гумидной зоны, нельзя не обратить внимания на разнообра¬
зие примесей, не входящих в формулу минералов группы гидроокислов железа.
Масса примесей составляет обычно 10-30% от новообразованного вещества. Это
обстоятельство свойственно всем окисножелезистым новообразованиям, незави¬
симо от их морфологии, гинетического типа отложений и географического поло¬
жения (табл. 61). В составе примесей преобладают кремнезем и окись алюминия.
Содержание каждого и этих элементов варьирует от 2-3 до 10-15%. Щелочи и
щелочноземельные элементы имеют подчиненное значение.
Непостоянные соотношения кремнезема и глинозема позволяют предпола¬
гать, что эти компоненты не связаны с присутствием силикатов с определенными
стехеометрическими отношениями. Это предположение подтверждается данны¬
ми минералогического анализа железистых новообразований. Можно заключить,
что при небольшом содержании кремния и алюминия эти элементы (так же как и
щелочные земли) находятся преимущественно в сорбированном состоянии. При
значительном содержании кремния и алюминия эти элементы присутствуют в
виде аморфных аплофаноидов, представляющих собой сложные глиноземисто¬
кремнистые гели с варьирующими количествами окиси железа, при незначитель¬
ном содержании присутствует “чистый” гель кремнезема (опал) и совсем редко
- минералы свободного глинозема (гидраргиллит).
В различных районах гумидной зоны содержание окиси железа в железистых
новообразованиях составляет от 50 до 90% от массы новообразованного вещес¬
тва. Наибольшее количество примесей типично для новообразований супера-
квапьных условий - роренштейнов, наименьшее - для новообразований, форми¬
рующихся в субаквальных условиях (озерные и болотные руды). Элювиальные
новообразования занимают промежуточное положение.
В ряде случаев создаются условия, благоприятные для образования не гидро¬
окислов железа, а железистых силикатов типа аплофаноидов. Подобные новооб¬
разования обычно приурочены к песчаным толщам. Так, например, для новооб¬
разованного вещества ортзандов Подмосковья соотношения основных компонен¬
тов отвечают формуле: Fe203-2AI203-4Si02. При этом молекулярные отношения
кремнезема и окиси железа к окислам алюминия колеблются соответственно от
0,97 до 3,16 и от 0,29 до 0,51. Аналогичная картина имеет место в ортзандах Фин¬
ляндии и северо-западных районов европейской части России.
По характеру химического состава марганцевые новообразования весьма на¬
поминают железистые. Содержание окислов марганца составляет 30-70%. Коли¬
чество примесей значительное - 25-60%, причем существенную часть примесей
(25-30%) составляет окись железа. При равном содержании железа и марганца
новообразования следует называть железо-марганцевыми. В зависимости от со¬
держания железа имеется непрерывный ряд от железистых до собственно мар¬
ганцевых новообразований. В составе окислов марганца доминирует перекись.
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
199
Таблица 61
Химический состав железистых новообразований
(в пересчете на 100% новообразованного вещества)
Компоненты
Si02
А12°3
Fe2Oj
МпО
СаО
MgO
к2о
Nap
Местопо¬
ложение
образца
Хими¬
чески
связан¬
ная
вода
Сумма
Ленин¬
градская
область
[Быстров,
1936]
Рязанская
область
Река
Клязьма,
Владимир¬
ская
область
Река
Проня,
Рязанская
область
Пермская
область
Калужская
область
Воронеж¬
ская
область
Оз. Ауло-
кумпо,
Финлян¬
дия [Аар-
нио, 1915]
Рязанская
Мещера
Конкреции из моренных суглинков
14,13
6,68
54,12
3,37
0,91
2,23
-
-
18,38
100,00
5,27
2,10
76,36
-
0,51
0,05
-
-
15,71
100,00
К
онкрецш
i из древ
теаллю
виальны
lx песке
>в
5,71
10,78
65,51
-
Сл.
0,10
0,14
-
17,76
100,00
18,5
2,4
65,00
-
-
-
-
-
14,2
100,00
Pope
тштей
ны
16,76
11,75
48,78
-
1,81
0,64
0,64
-
19,86
100,00
4,70
7,53
65,07
-
2,90
1,27
0,23
3,01
15,29
100,00
11,38
8,88
55,58
-
2,73
1,34
-
-
20,08
100,00
Бс
тотные
и озерь
гые рудь
4
4,31
1,98
89,17
Не
0,18
0,03
0,34
1,33
5,20
100,00
опр.
3,94
10,83
67,25
Не
Сл.
Нет
0,04
Не
Не
100,00
опр.
опр.
опр.
Как и в железистых новообразованиях, кремнезем и окись алюминия находятся
преимущественно в виде коллоидных минералов группы аллофаноидов и опала.
Особенностью марганцевых новообразований является относительно высокое
200
Гипергенез четвертичного периода
содержание щелочей (до 12%) и постоянное присутствие окиси бария в количе¬
стве 1-2% и более от веса новообразованного вещества.
Карбонатные новообразования по сравнению с железистыми и марганцевыми
содержат заметно меньшее количество примесей - обычно менее 10% от веса
новообразованного вещества. В составе карбонатов присутствует исключительно
кальцит, магний содержится в виде изоморфной примеси и не образует самосто¬
ятельных минералов. Закономерного изменения состава примесей в карбонатных
новообразованиях различных ландшафтных зон не установлено. Исключение
составляет кремний, для которого намечается тенденция к увеличению содер¬
жания с повышением аридности ландшафта (в % от массы новообразованного
вещества):
Лесостепь Русской равнины 0,1-0,20
Степи Северного Казахстана 1,93-5,65
Пустыни Южного Прибалхашья 1,72-8,00
Новообразования, кристаллизующиеся из водно-ионных растворов и форми¬
рующиеся без коллоидных и метасоматических процессов, содержат значитель¬
но меньше примесей. Так, например, в распространенных новообразованиях гу-
мидной зоны - минералах группы вивианита - количество примесей составляет
1-2% от новообразованного вещества. В таком же количестве содержатся при¬
меси в гипсовых новообразованиях, широко распространенных в четвертичных
отложениях аридной зоны. Интересно отметить, что среди примесей в гипсе в
наибольшем количестве находится кремнезем.
Помимо главных химических элементов, в эпигенетических новообразовани¬
ях присутствуют разнообразные рассеянные химические элементы. Распределе¬
ние этих элементов по новообразованиям подчиняется тем же закономерностям,
что и макроэлементов: наибольшее разнообразие и количественное содержание
рассеянные элементы приобретают в новообразованиях, при формировании ко¬
торых важную роль играли метасоматические и коллоидные процессы.
Каждой группе новообразований соответствуют определенные рассеянные
химические элементы (табл. 62). Таким образом, перераспределение главных
химических элементов, отражающееся в появлении новообразований, влечет за
собой перераспределение рассеянных элементов. Тем самым новообразования
являются показателями процессов глубокого гипергенного преобразования чет¬
вертичных отложений.
Большой интерес для выяснения закономерностей геохимии рассеянных эле¬
ментов в эпигенетическую стадию гипергенеза представляет изучение величины
отношения некоторых элементов (“геохимических пар”). Особое значение имеет
стронций-бариевое отношение; для карбонатных и гипсовых новообразований
оно возрастает со степенью увеличения аридности ландшафта (см. схему под
таблицей 62).
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
201
Таблица 62
Рассеянные химические элементы в распространенных эпигенетических новообразованиях
Рассеянные
элементы
Новообразования
железистые
марганцевые
карбонатные
гипсовые
хлоридно-
сульфатные
Ti до 516
Ba до 1000
Sr 50-75
Sr
Sr
Мпдо 1000
Pb до 40
(до 270)
300-350
100-300
Элементы,
избирательно
концентрирующиеся,
мо-3%
Удо 20-25
Си до
10-15
РЬиСг
до 20
Модо 10
Ni до 25
Со и Mo
до 10
Ba 30-50
(до 600)
Ti, Mn, V,
Ti, V, Си, Pb,
Ti, Mn, V,
Ti, Mn, V,
Ti, Mn
Ведущие
элементы-примеси
Си, Pb, Ni,
Со, Zr, Ga,
Sc
Ni, Co, Zr,
Ga, Y, Yb
Си, Zr, Sr
Cu, Ba
Второстепенные
элементы-примеси
Mo, Ag, Zn,
Sn, Sr, Ba
Se, Be, Ag,
Mo, Nb
Ba, Ni, Co,
Zr, Ga, Sc,
Zn
Zr, Ga, Ni
Sr, V,Cu, Zr,
Mo, Ga, Pb
Y, Yb, Ce,
Sr, Sn
Sn, Pb, Y,
Co, Nb,
Ni, Ag, Ba,
Нетипичные
элементы-примеси
La
Yb, Nb, La,
Ce, Ag, Mo,
Be
Ag, Y,
Yb, Zn,
Pb, Nb,
Cr
Cr
Карбонатные
Гипсовые
новообразования
новообразования
Северная часть лесостепи Русской равнины
3
-
Степи Северного Казахстана
3
5
Полупустыни и пустыни Южного Казахстана и
Средней Азии
7
25-50
Отражение географических условий в проявлениях
гипергенеза и их палеогеографическое значение
Будучи продуктом геохимических процессов, совершающихся в поверхност¬
ной части литосферы под влиянием физико-географических условий, состав чет¬
вертичных отложений должен закономерно меняться с изменением этих условий.
Иными словами, вещественный состав четвертичных отложений должен отра¬
жать ландшафтно-геохимические условия его формирования.
Выяснение связи между отдельными проявлениями гипергенеза и их поро¬
дившими ландшафтно-геохимическими условиями весьма затруднено гетероген¬
202
Гипергенез четвертичного периода
ностью и многокомпонентностью состава четвертичных отложений. Расшифров¬
ка сложных соотношений между разнообразными проявлениями гипергенеза в
составе четвертичных отложений требует краткой систематизации установлен¬
ных фактов и представлений.
Основной особенностью состава четвертичных отложений является форми¬
рование его в две стадии гипергенеза - в прогенетическую и эпигенетическую.
В прогенетическую стадию гипергенеза вещественный состав четвертичных
отложений формируется за счет гипергенного преобразования исходных горных
пород. Благодаря многократному переотложению материала четвертичных отло¬
жений результаты влияния отдельных ландшафтов на преобразование исходных
пород в значительной мере нивелируются. На первый план выступает интеграль¬
ный эффект гипергенеза на крупных территориях - степень гипергенного преоб¬
разования исходных пород.
На основании полученных нами данных можно принять, что степень гипер¬
генного преобразования компонентов исходных пород определяется кварцево¬
алюмосиликатным коэффициентом. Величина этого коэффициента, превышаю¬
щая единицу, свидетельствует об интенсивном гипергенном преобразовании ис¬
ходных пород. Величина, меньшая единицы, указывает на слабую гипергенную
проработку минералов исходных пород.
Степень гипергенного преобразования исходных пород в значительной мере
определяется интенсивностью тектонической деятельности и эрозии. Энергичная
эрозия, следующая за поднятиями массивов кристаллических пород, затрудняет
их глубокое преобразование. В этом же направлении действует влияние аридно¬
го климата. В условиях тектонически спокойной территории создаются условия,
благоприятные для более глубокого преобразования исходных пород, чему также
способствует гумидный климат.
В пределах изученной территории мы выделяем область с относительно
слабой степенью гипергенной проработки исходных пород и область глубоко¬
го гипергенного преобразования. Первая отвечает территории Средней Азии и
Казахстана, вторая включает в себя Восточно-Европейскую равнину и северную
периферию Казахстана.
При формировании состава четвертичных отложений оказывают влияние
провинциальные особенности исходных пород области сноса (и иногда облас¬
ти аккумуляции). В результате на площади распространения четвертичных от¬
ложений с однотипной степенью гипергенного преобразования исходных пород
выделяются минералого-геохимические провинции. Отложения в пределах ми¬
нералого-геохимических провинций отличаются какими-либо особенностями
минерального и элементарного состава. Так, например, четвертичные отложения
Приуральской минералого-геохимической провинции Восточно-Европейской
равнины обладают повышенным содержанием некоторых минералов (плагиокла¬
зов, эпидота, ильменита, хромита и др.) и химических элементов (никеля, меди,
хрома и др.).
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
203
В процессе образования того или иного генетического типа четвертичных от¬
ложений состав этих отложений в пределах минералого-геохимической провин¬
ции приобретает некоторые фациальные особенности. Поэтому внутри провин¬
ций выделяются фации состава. В силу важного геохимического значения тонко¬
дисперсной части четвертичных отложений фации супесчаного состава отлича¬
ются от фаций суглинистого состава содержанием ряда химических элементов.
Особое значение это имеет в условиях глубокого гипергенного преобразования,
где в песчаных отложениях уровень содержания некоторых рассеянных химиче¬
ских элементов в несколько раз меньше, чем в суглинистых отложениях.
Таким образом, в прогенетическую стадию гипергенеза вещественный состав
четвертичных отложений формируется как своеобразная переотложенная кора
выветривания. По своему соподчинению проявления прогенетической стадии
гипергенеза образуют следующий ряд: степень гипергенного преобразования
исходных горных пород - провинциальные особенности состава - фациальные
особенности состава.
Соответственно на площади выделяются области распространения четвертич¬
ных отложений с однотипной степенью гипергенного преобразования исходных
пород. Области включают в себя минералого-геохимические провинции отложе¬
ний, внутри которых выделяются фации состава четвертичных отложений.
В силу того, что проявления прогенетической стадии гипергенеза носят ха¬
рактер переотложений коры выветривания, зонально-географические факторы
на распределении этих проявлений непосредственно не отражаются. Основное
значение в распределении этих проявлений имеют процессы механической миг¬
рации и их определяющие факторы (тектоническая деятельность, характер рель¬
ефа, интенсивность эрозии и др.). Влияние географической зональности проявля¬
ется главным образом через воздействие на другие факторы.
Иная картина имеет место в эпигенетическую стадию гипергенеза. В эту ста¬
дию происходит преобразование четвертичных отложений в конкретных ланд¬
шафтных условиях с образованием сопряженных форм элювиальной и аккумуля¬
тивной коры выветривания. Поэтому проявления эпигенетической стадии гипер¬
генеза весьма отчетливо отражают зональность ландшафтных условий.
Сравнительно-географический метод изучения проявлений эпигенетической
стадии гипергенеза позволил нам установить, что на исследованной территории
отчетливо выделяются два типа гипергенеза: аридный и гумидный. Каждый тип
характеризуется определенным комплексом типоморфных проявлений гипер¬
генеза. Соответственно сфере распространения типов гипергенеза выделяются
аридная и гумидная зоны гипергенеза четвертичных отложений. Аридная зона
гипергенеза включает в себя территорию степных, полупустынных и пустынных
ландшафтов, гумидная - территорию ландшафтов лесов и тундры. Граница, вер¬
нее, полоса взаимоперехода между этими зонами гипергенеза примерно совпада¬
ет с территорией лесостепи.
204
Гипергенез четвертичного периода
Характер проявлений в различных зональных ландшафтах, входящих в одну
зону гипергенеза, имеет заметные отличия. Так, например, проявления эпигене¬
тической стадии гипергенеза в четвертичных отложениях степных и пустынных
ландшафтов имеют ясные отличия, хотя гипергенные проявления в условиях тех
и других ландшафтов объединяются принадлежностью к общему - аридному-
типу гипергенеза.
Гипергенное преобразование четвертичных отложений сопровождается за¬
кономерным перераспределением химических элементов согласно принципу
геохимического сопряжения элементарных ландшафтов (по Б.Б. Полынову).
В элювиальных условиях гипергенное перераспределение химических элементов
совершается с выносом наиболее подвижных элементов в геохимически сопря¬
женные участки четвертичных отложений, где происходит гидрогенная аккуму¬
ляция этих элементов.
Для правильного понимания гипергенеза четвертичного периода одинаково
важно изучение проявлений обеих стадий. Так как исследования обычно прово¬
дятся на территории конкретной провинции в условиях определенного зонального
ландшафта, приходится иметь дело с фациальными проявлениями прогенетичес-
кой и внутриландшафтными проявлениями эпигенетической стадий гипергенеза.
В этом случае основным объектом изучения являются сочетания фациальных и
внутриландшафтных проявлений, которые мы называем геохимическими обста¬
новками гипергенеза.
В отличии от гипогенных процессов, развивающихся независимо от ланд¬
шафтно-географических условий, гипергенные процессы в значительной мере
детерминированы этими условиями. По этой причине вещественные проявления
гипергенеза четвертичного периода распространяются на поверхности Земли
строго закономерно. Частые случаи закономерного распространения отдельных
гипергенных образований привлекали внимание натуралистов с конца XIX в. До¬
статочно вспомнить идеи В.В. Докучаева [1899] о зональности в минеральном
“царстве”, Ф. Корню [Cornu, 1909] о “географии гелей”, А.Е. Ферсмана [1922]
о “закономерном распределении поверхностных химических образований”. До¬
полнительно заметим, что минералогический и микроэлементный состав четвер¬
тичных отложений несет в себе обширную информацию для палеогеографиче¬
ских реконструкций.
Вместе с тем, проявления гипергенеза четвертичного периода, влияя на состав
и микроморфологию отложений этого возраста, играющих роль литогенной ос¬
новы современных ландшафтов, оказывают глубокое воздействие на последние.
Обратная связь проявлений гипергенеза и их породивших ландшафтно-геохими¬
ческих обстановок - актуальная, но пока еще слабо разработанная проблема.
Приведенные сведения показывают, что вещественные проявления гиперге¬
неза последнего этапа геологической истории в равной мере относятся к сфере
интересов и геохимии, и географии.
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
205
Некоторые аспекты практического значения
проявлений гипергенеза четвертичного периода
Результаты произведенного нами изучения проявлений гипергенеза четвер¬
тичного периода прежде всего представляют интерес для совершенствования
геохимических методов поисков полезных ископаемых.
Поисковое значение четвертичных отложений определяется следующими об¬
стоятельствами. Во-первых, эти отложения, являясь своеобразной формой пере-
отложенной коры выветривания, включают в себя продукты гипергенного пре¬
образования рудных скоплений. Определяющее значение для формирования вто¬
ричных механических ореолов рассеяния и механических концентраций (россы¬
пей) имеют особенности прогенетической стадии гипергенеза. Во-вторых, толща
четвертичных отложений представляет собой среду, в которой осуществляется
миграция рудных элементов и формирование вторичных эпигенетических оре¬
олов рассеяния. При этом исключительно важное значение для формирования
вторичных ореолов рассеяния имеют процессы эпигенетической стадии гипер¬
генеза.
И в первом, и во втором случае четвертичные отложения являются вместили¬
щем вторичных ореолов рассеяния рудных месторождений и основным объектом
при литогеохимическом (металлометрическом) методе поисков. Названный метод
является ведущим в современной практике геологических работ. О практической
важности металлометрических исследований можно судить по их масштабам. По
данным X. Хокса [1961], только в меднорудном поясе Родезии до 1957 г. ежегодно
отбиралось и анализировалось около 1 млн. металлометрических проб. В СССР в
1957 г. было проанализировано около 7 млн. металлометрических проб [Соловов,
1958]. С 1955 г. металлометрическое опробование является обязательным при
всех видах геологосъемочных, геолого-поисковых и разведочных работ любых
масштабов. Поэтому объем этих исследований неуклонно возрастает.
При столь большом размахе металлометрических работ остро встает вопрос
о методике их проведения. Весьма важное значение приобретает система отбо¬
ра металлометрических проб по площади. Решение этого вопроса заключается
в том, что на всей перспективной (по металлогеническим признакам) террито¬
рии по определенной сетке отбираются с заданной глубины пробы, в которых
затем определяется содержание рудных элементов. Отбор проб по сетке предпо¬
лагает совершенно одинаковое опробование самых различных типов четвертич¬
ных отложений без учета их геологических и минералого-геохимических особен¬
ностей.
Результаты наших работ свидетельствуют, что игнорирование особенностей
вещественного состава и геологии четвертичных отложений при металлометри¬
ческих работах неправильно. Поэтому мы считаем, что при постановке металло¬
метрических работ необходимо на стадии проектного задания на перспективной
206
Гипергенез четвертичного периода
территории осуществлять районирование четвертичных отложений по их поис¬
ковому значению. Районирование этих отложений должно быть основано на изу¬
чении их вещественного состава как суммы проявлений гипергенеза с оценкой
геохимической роли важнейших геологических и минералого-геохимических
особенностей. На выделенных площадях следует предусматривать те методы и
приемы геохимических поисков, которые будут обеспечивать надежное опоис-
кование.
Проведение металлометрических работ по четвертичным отложениям без
учета особенностей их вещественного состава и геологии не только влечет за
собой неоправданный расход государственных средств, но и получение неверной
информации. При работе на Кольском полуострове нами было обнаружено, что
отрицательные результаты металлометрических поисков медно-никелевых мес¬
торождений в ряде случаев могут быть недостаточно обоснованными. Это объяс¬
няется тем, что при опробовании поверхностной части мощных аллохтонных от¬
ложений этого района методами спектрального анализа нельзя обнаружить даже
крупное месторождение. Рассмотрим этот пример несколько подробнее.
Как известно, промышленная рудоносность Кольского полуострова связана
с кристаллическим основанием. Однако непосредственное изучение кристал¬
лических пород на большей части территории Мурманской области затруднено
рыхлым покровом четвертичных отложений и почв. Характер взаимосвязи рых¬
лого покрова с породами кристаллического основания в значительной мере опре¬
деляет отражение геохимических особенностей этого основания на современной
поверхности. Разнообразные отложения четвертичного возраста можно сгруппи¬
ровать по степени отражения металлогенических особенностей кристаллических
пород на дневной поверхности:
1 тип - маломощные рыхлые отложения элювиально-обломочного характера
с содержанием местного материала порядка 70-90%;
2 тип - рыхлые отложения, в составе которых обломочный материал мест¬
ных горных пород содержится в количестве нескольких десятков процентов (до
50%);
3 тип - мощные существенно аллохтонные отложения, в составе которых рез¬
ко преобладает дальнеприносный обломочный материал, а обломки местных гор¬
ных пород в верхней приповерхностной части отложений практически отсутс¬
твуют.
Геохимическое и поисковое значение каждого из выделенных типов рых¬
лых отложений резко различно. Отложения первого типа хорошо отражают на
дневной поверхности содержание рудных элементов в коренных породах. Оп¬
робование подобных отложений позволяет обнаруживать участки повышенной
концентрации металлов в коренных породах. На площади развития этих отложе¬
ний формируются четкие вторичные ореолы рассеяния. Наиболее эффективным
и экономичным методом поисков здесь является металлометрия в ее обычной
модификации.
Глава VII. Характерные черты гипергенеза четвертичного периода
207
Отложения этого типа в слабой мере отражают в своей верхней части особен¬
ности содержания рудных элементов в коренных породах. Валовое опробование
этих отложений, как правило, не дает возможности выяснить картину распреде¬
ления металла в коренных породах и установить участки повышенной концен¬
трации. В отложениях этого типа формируются угнетенные вторичные ореолы
рассеяния. Для их обнаружения необходимо применять особые приемы, связан¬
ные с выделением минеральных компонентов - носителей рудных элементов
(опробование определенных гранулометрических фракций, рациональные экс¬
тракции и др.).
Отложения третьего типа полностью экранируют специфику химического со¬
става пород кристаллического фундамента. Опробование на поверхности этих
отложений совершенно не отражает особенности распределения рудных элемен¬
тов в коренных породах. В ряде случаев здесь могут иметь место более или менее
глубоко погребенные вторичные ореолы рассеяния. Надежное опоискование пло¬
щадей распространения четвертичных отложений такого рода возможно лишь
только с применением буровой техники в комплексе с геофизическими иссле¬
дованиями и гидрохимическим опробованием. Медно-никелевая металлогения
Кольского полуострова связана с породами ультраосновного состава. Суммарная
площадь развития ультраосновных пород вместе с площадью комплекса ультра-
основных и основных пород превышает 0,7 тыс. км2. Учитывая геохимические
особенности различных типов рыхлых отложений, к настоящему времени надеж¬
но опоискованными можно считать менее 10% всей площади развития ультраос¬
новных пород. Первоочередным резервом поисковых работ на медно-никелевые
месторождения являются площади ультраосновных пород, покрытые рыхлыми
отложениями второго типа. Как следует из таблицы 63, эти площади в пять раз
превышают хорошо обследованную территорию и составляют около трети всей
перспективной территории. Следовательно, намечается возможность значитель¬
ного увеличения запасов медно-никелевых руд Кольского полуострова.
При постановке и проведении геохимических поисков на площади ультраос¬
новных пород, покрытых рыхлыми отложениями второго типа, необходимо учи¬
тывать процессы современного гипергенеза.
Сравнительно-географический подход при изучении проявлений гипергенеза
на аномальных участках, расположенных в различных ландшафтных условиях,
Таблица 63
Площади распространения геохимических типов рыхлых отложений
на территории Мурманской области, тыс, км2
Геохимический
тип рыхлых
отложений
На породах кристаллического фундамента
ультраоснов¬
ного состава
комплекса
ультраосновных
и основных пород
ОСНОВНОГО
и среднего
состава
щелочного
состава
кислого
состава
I
II
0,05
0,14
} 0,12
0,35
4,28
0,70
1,70
} 7,90
I и II типы в сумме занимают площадь 15,24 км2, III тип - 115,20 км2.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Гипергенез четвертичного периода обладает рядом существенных
особенностей, отличающих его от гипергенных процессов более отдаленных
геологических эпох. Это обстоятельство, теснейшим образом связанное с глубоким
изменением географических условий на протяжении неогена, достаточно
красноречиво свидетельствует о зависимости геохимических процессов,
протекающих в наружной части литосферы, от условий географической среды.
Указанная зависимость проявляется не только в планетарном масштабе, а имеет
значительно более глубокую основу. Изложенный в настоящей работе материал
показывает весьма тесную связь проявлений гипергенеза с ландшафтно¬
географическими условиями.
Проявления гипергенных процессов четвертичного периода запечатлены
в особенностях вещественного состава отложений этого возраста. Поэтому
установление проявлений гипергенеза оказалось возможным лишь в результате
применения количественных геохимических и минералогических методов
исследования.
Сочетание сравнительно-географического и минералого-геохимических
методов исследования при изучении проявлений гипергенеза в четвертичных
отложениях Восточно-Европейской равнины, Казахстана и Средней Азии
позволило обнаружить основные особенности гипергенеза этой территории на
протяжении четвертичного периода. Очередной задачей является распространение
подобных исследований на другие территории и систематизация фактических
данных.
Важное теоретическое значение познания закономерностей гипергенеза
последнего этапа геологической истории Земли, а также необходимость учета
гипергенныхпроявленийприрешенииконкретныхэкологическихихозяйственных
проблем создают надежные предпосылки для дальнейших исследований в этой
области.
CONCLUSION
Hypergenesis of the quaternary period has a number of essential peculiarities, which
differ it from the hypergenic processes of more remote geological epoches. This factor,
closely connected with the geographical conditions change in the turn of the tertiary
and quaternary periods, attests eloquently about geochemical processes dependence,
going on in the external pat of the lithosphere, from environmental conditions. The
dependence appointed is revealed not only in the planetary scale, but has a more
significant foundation. The material presented in this book proves a relatively close
connection between the hypergenesis manifestations and the landscape-geographical
conditions.
The quaternary period hypergenic processes manifestations are depicted in
the peculiarities of deposits substantial composition of this age. That is why the
determination of hypergenesis manifestations appeared to be possible only as the result
of using quantitative geochemical and mineralogical research methods.
Thecombination ofcomparative-geographical and mineralogo-geochemical research
methods in the processes of hypergenesis manifestations in the quartemary deposits of
the European part of Russia, Kazakhstan and Middle Asia allowed to determine the
main peculiarities of hypergenesis on this territory during the the quarternary period.
The immediate task is to spread such researche over other territories and to systematize
the facts.
The important theoretical meaning of quarternary period hypergenesis cognition for
up-to-date geology and geochemistry and also the necessity of hypergenic manifestations
accounting for a number of industry branches (useful mineral search comes first) give
necessary prerequisites for further researche in this sphere.
ЛИТЕРАТУРА
Аарнио Б. О выпадении окислов железа и алюминия в песчаных и щебенчатых
почвах Финляндии // Почвоведение. 1915. № 2, 3.
Абрамович Ю.М. Геолого-геохимическое значение глинистых образований // Ис¬
следование глин. Львов: Львовский университет, 1958.
Афанасьев АЛ. О составе глинистой фракции четвертичных отложений Коль¬
ского полуострова // Вопросы геоморфологии и геологии осадочного покрова
Кольского полуострова. Апатиты: Кольский филиал АН СССР, 1960.
Афанасьева Е.А. Происхождение, состав и свойства мощных черноземов Стре¬
лецкой степи // Труды Почвенного института АН СССР. 1947. Т. 25.
Батурин В.П. Некоторые вопросы петрографии в изучении четвертичных отло¬
жений Русской платформы //Труды II международной конференции Ассоциа¬
ции по изучению четвертичного периода. ГОНТИ, 1933. Вып. 2.
Бирина Л.М. Строение и генезис угленосной толщи и ее фундамента в Под¬
московном бассейне//Труды ВИМС. М.: Госгеолиздат, 1941. Вып. 168.
Болдырева А.М. Химико-минералогическое исследование кембрийской синей
глины с р. Поповки // Известия Всесоюзного геолого-разведочного объедине¬
ния. 1932. Т. 51. Вып. 8.
Бушинский Г.И. Условия накопления сидеритов, вивианитов и бурых железняков
в болотах Белоруссии // Бюлл. МОИП. Отд. геологический. 1946. Т. XXI.
Вып. 3.
Быстров С.В. Несколько данных о составе и образовании ортштейнов в подзо¬
листых почвах // Академику Левинсону-Лессингу. М.; Л.: АН СССР, 1936.
Вассоевич Н.Б. Еще раз о терминах для обозначения стадий и этапов гипергенеза
// Труды Всесоюзного нефтяного научно-исследовательского геолого-разве¬
дочного института. 1962. Вып. 190.
Вахрушев В.А. О вещественном составе песков восточной части Муюн-кума //
Труды Института геологии Киргизского филиала АН СССР. 1952. Вып. III.
Вахрушев В.А., Вахрушева Е.Г. Минералогические особенности и генезис лёссо¬
вых отложений Чуйской впадины // Записки Минералогического общества.
1954. Ч. 83. Вып. 4.
Викулова М.Ф. Вещественный состав и морфология залежей огнеупорных глин
нижнего карбона Боровичско-Любытинского района // Литологический сбор¬
ник (памяти Малявкина). Л.: Госгеолиздат, 1940.
Литература
213
Викулова М.Ф. Определение минералогического состава частиц глин меньше
0,001 мм с помощью иммерсионных жидкостей // Кора выветривания. М.: АН
СССР, 1952. Вып. 1.
Виноградов А.П. Геохимия редких и рассеянных химических элементов в почвах.
М.: АН СССР, 1957.
Вишняков С.Г. Область сноса обломочного материала, послужившего для накоп¬
ления палеозойских отложений северо-западной окраины Подмосковной си¬
неклизы // Труды Воронежского университета. Сб. работ геологического ф-та.
1958. Т. 48.
Высоцкий Н.К. Геологические исследования в черноземной полосе Сибири // Из¬
вестия Геологической комиссии. 1894. № 13.
Геммерлинг В.В. Некоторые данные для характеристики подзолистых почв // Рус¬
ский почвовед. 1922. №4-5.
Герасимов И.П. Почвенный очерк Восточного Усть-Урта. Отчет о работах поч¬
венно-ботанического отряда Казахстанской экспедиции Академии наук СССР.
Л., 1930. Ч. 1. Вып. IV.
Герасимов И.П. Основные этапы развития современной поверхности Турана //
Труды Института географии АН СССР. 1937.
Герасимов И.П. Древние почвенные и элювиальные образования и их значение
для палеогеографии четвертичного периода // Труды Института географии
АН СССР. 1946. Вып. 37.
Герасимов И.П. Черты сходства и различия в природе пустынь // Природа. 1954.
№2.
Герасимов И.П. Погребенные почвы и их палеогеографическое значение // Мате¬
риалы Всесоюзного совещания по изучению четвертичного периода. М.: АН
СССР, 1961. Т. 1.
Герасимов И.П., Щукевич М.М. Петрографический состав некоторых типов поч¬
вообразующих наносов СССР // Проблемы советского почвоведения. 1939.
Сб. 8.
Гидрологический ежегодник. Гидрометеоиздат, 1952-1962.
Гинзбург ИИ Образование марганцевых песчаников в северных широтах СССР
// Сборник, посвященный акад. В.И. Вернадскому. М.: АН СССР, 1936.
Гинзбург И.И., Рукавишникова ИА. Минералы древней коры выветривания Ура¬
ла. М.: АН СССР, 1951.
Глазовская М.А. Эоловые мелкоземистые накопления на ледниках хр. Терскей
Алатау // Труды Института географии АН СССР. 1952. Вып. 49.
Глазовская М.А. Погребенные почвы, методы их изучения и их палеогеографи¬
ческое значение // Вопросы географии. Сб. статей для 18-го международного
географического конгресса. М.: АН СССР, 1956.
Глинка К.Д. О минералогическом составе псковских ледниковых глин и о ти¬
пах выветривания // Записки Минералогического общества. 1900. Ч. 37.
Вып. 2.
214
Гипергенез четвертичного периода
Глинка К.Д. О петрографическом характере почв южной части Воронежской гу¬
бернии // Труды Почвенного института АН СССР. 1927. Вып. 2.
Глинка К.Д. Почвоведение. Изд. 5-е. Сельколхозгиз. 1932.
Горбунов Н.И. Высокодисперсные минералы и методы их изучения. М.: АН
СССР, 1963.
Граждан П.Е. К изучению микроэлементов в почвах Копет-Дага // Известия АН
Туркменской ССР. 1956. № 4.
Гриднев Н.И. Минералого-петрографический состав современного аллювия пра¬
вого берега бассейна Аму-Дарьи // Узбекский горный журнал. 1959. № 5.
ГусакВ.Б., НасыровЯ.М., Скворцов Ю.А., Тетюхин Г.Ф. Опыт применения мето¬
дов почвоведения к изучению лёссовых аккумуляций Приташкентского райо¬
на // Ученые записки САИГИМС. Ташкент. 1960. Вып. 4.
Добровольский В.В. Минералогия карбонатных стяжений из четвертичных су¬
глинков // Записки Всесоюзного Минералогического общества. 1955. Ч. 84.
Вып. 2.
Добровольский В.В. Микроэлементы в почвах и почвообразующих породах Цент¬
рально-Черноземной области // Почвоведение. 1957а. № 5.
Добровольский В.В. Фосфаты из современных торфянистых отложений Централь¬
но-Русской лесостепи // Труды Минералогического музея АН СССР. 19576.
Вып. 8.
Добровольский В.В. Минералогия марганцевых конкреций из четвертичных су¬
глинков // Труды Воронежского университета. 1958. Т. 43.
Добровольский В.В. К характеристике гипергенеза четвертичных отложений Се¬
верного Казахстана // Геохимия. 1959. № 2.
Добровольский В.В. К минералогии гипергенеза четвертичных отложений Цен¬
трально-Русской лесостепи // Бюлл. МОИП. Отдел геологический. 1960а.
№4.
Добровольский В.В. Типоморфные зональные проявления гипергенеза и их геохи¬
мическое значение // Доклады советских геологов к 21 сессии Международ¬
ного геологического конгресса (геохимия). Л.: Госгеолитехиздат, 19606.
Добровольский В.В. Геоморфологический контроль геохимии гипергенеза на
примере Казахского мелкосопочника // Известия АН СССР. Сер. География.
1961а. №6.
Добровольский В.В. Дисперсные гидрослюды из четвертичных отложений Север¬
ного Казахстана // Труды Минералогического музея АН СССР. 19616. Вып. 12.
Добровольский В.В. Карбонатные новообразования из реликтовых почв южной
части лесной зоны // Доклады Высшей школы. Биологические науки. 1961 в.
№3.
Добровольский В.В. Некоторые минералого-геохимические особенности четвер¬
тичных отложений Чу-Илийских гор // Бюлл. Комиссии по изучению четвер¬
тичного периода. М.: АН СССР, 1961. № 26.
Литература
215
Добровольский В.В. Типоморфные новообразования в четвертичных отложениях
пустынной зоны СССР // Почвоведение. 1961 д. № 10.
Добровольский В.В. Типоморфные проявления стронция в четвертичных отложе¬
ниях аридной зоны //Доклады АН СССР. 1961е. Т. 136. № 1.
Добровольский В.В. О геохимических особенностях и генезисе тонкодис¬
персной массы четвертичных отложений //Доклады АН СССР. 1962а. Т. 147.
№2.
Добровольский В.В. Характерные черты геохимии ландшафта центральной части
Устюрта // Вопросы географии. М.: Географгиз, 19626. Сб. 59.
Добровольский В.В. Ландшафтно-геохимические особенности нагорных тундр
Кольского полуострова // Почвоведение. 1963. № 2.
Добровольский В.В. Вещественный состав и морфология коры выветривания.
М.: МГУ, 1964.
Докучаев В.В. О зональности в минеральном царстве // Записки Минералогичес¬
кого общества. 1899. Сер. 2. Ч. 37.
Елисеев Н.А., Федоров Э.Е. Ловозерский плутон и его месторождения // Материа¬
лы лаборатории геологии докембрия. М.: АН СССР, 1953. Вып. 1.
Земятченский П.А. Выветривание полевых шпатов в связи с почвообразованием
// Труды Почвенного института им. Докучаева. 1933. Т. 8. Вып. 1.
Кагнер М.Н. Состав и свойства ленточных глин северо-запада России // Известия
Высших учебных заведений. Геология и разведка. 1959. №10.
Казаков М.П. К характеристике главнейших типов четвертичных отложений
европейской части СССР // Бюлл. МОИП. Отд. геологический. 1935. Т. XIII.
Вып. 3.
Казаков М.П. Литология и генезис покровных образований Донского ледниково¬
го языка // Труды Советской секции международной ассоциации по изучению
четвертичного периода. ГОНТИ, 1939. Вып. IV.
Кассин Н.Г. К характеристике четвертичных отложений Казахстана // Проблемы
советской геологии. 1936. Т. V. № 2.
Кассин Н.Г. Материалы по палеогеографии Казахстана. Алма-Ата-Ленинград:
АН СССР, 1947.
Ковда В.А. Происхождение и режим засоленных почв. М.: АН СССР, 1946. Т. I.
Ковда В.А. Геохимия пустынь СССР // Доклады на V международном конгрессе
почвоведов. М.: АН СССР, 1954.
Коптев А.И. Некоторые закономерности в распределении минерального соста¬
ва антропогенных отложений области древнего оледенения Европы // Мате¬
риалы по генезису и литологии четвертичных отложений. Минск: АН БССР,
1961.
Корде Н.В. Об условиях образования известковых отложений озер и болот // Тру¬
ды Институтата леса АН СССР. 1958. Т. 37.
Коровин Е.П. Исторический очерк развития растительности Средней Азии //
Средняя Азия. 1958.
216
Гипергенез четвертичного периода
Крашенинников И.М. Древняя кора выветривания лесостепного Зауралья // Из¬
вестия Докучаевского почвенного комитета. 1915. Т. 3.
Кротов Б.П. О нахождении вивианита и о характере включающих его глин в Ка¬
занском крае // Записки Всероссийского Минералогического общества. 1924.
Т. 53. Вып. 2.
Кротов Б.П. Метасоматические замещения в озерных рудных осадках различ¬
ного типа в разные стадии жизни озер // Доклады АН СССР. 1950. Т. 73.
№6.
Крылков Ю.В. О перигляциальном образовании лёсса в Таджикистане // Доклады
АН Тадж. ССР. 1959. Вып. 2. № 2.
Куплетский Б.М. Петрография Кольского полуострова // Петрография России.
1932.
Лавров В.В. Четвертичная история и морфология Северо-Тургайской равнины.
Алма-Ата: АН Каз. ССР, 1948.
Ларионов А.К., Приклонский В.А., Ананьев В.П. Лёссовые породы СССР и их
строительные свойства. М.: Госгеолтехиздат, 1959.
Лисицина Н.А. Древняя кора выветривания западной части Казахского нагорья //
Труды Геологического института АН СССР. 1959. Вып. 11.
Лобова Е.В. Почвы пустынной зоны СССР. М.: АН СССР, 1960.
Ломонович М.И. Лёсс в Казахстане. Алма-Ата, 1956.
Лопатин Г.В. Наносы рек СССР. Госгеографгиз, 1952.
Лукашев К.И. Проблема лёссов в свете современных представлений. Минск: АН
БССР, 1961.
Лукашев К.И., Петухова Н.Н. О микроэлементах в лёссовых породах территории
Белоруссии // Доклады АН БССР. 1959. Т. III. № 12.
Минашина Н.Г. Серо-коричневые гажевые (гипсоносные) почвы Кировобадского
массива // Почвоведение. 1956. №11.
Минашина Н.Г. Оптические ориентированные глины в почвах // Почвоведение.
1958. №4.
Михайлов Б.М., Петровская Г.С. Литология мезозойских и кайнозойских отло¬
жений Тургайского буроугольного бассейна // Труды ВСЕГЕИ. Новая серия.
Л.: Гостоптехиздат, 1959. Т. 24.
Морозов С.С. Некоторые данные для характеристики корочек иллювиального го¬
ризонта подзолистых почв // Почвоведение. 1938. № 3.
Морозов С.С. Почвы и условия почвообразования в Калининской области // Уче¬
ные записки МГУ. География. 1939. Вып. 29.
Морозов С.С. Дисперсность карбонатов и их распределение по отдельным гра¬
нулометрическим фракциям в главнейших грунтах СССР // Ученые записки
МГУ 1949. Грунтоведение. Вып. 133. Кн. 1.
Морозов С.С. О генетических связях тяжелых лёссовидных суглинков юга Мос¬
ковской области с карбонатными лёссовидными суглинками и глинами Ор¬
Литература
217
ловской области и причины различий их состава и свойств // Вестник МГУ.
Сер. физ.-мат. и естеств. наук. 1951. Вып. 4. № 6.
Морозов С.С. Литологические особенности глинистой морены Русской плат¬
формы // Сб. статей по вопросам гидрогеологии и инженерной геологии. М.:
МГУ, 1962.
Морозова Т.Д. Микроморфологическое изучение погребенных почв в лёссах
средней части Русской равнины и их палеогеографическое значение: Авто-
реф. дисс.... канд. географ, наук. М.: Институт географии АН СССР, 1962.
Невская А.И. Гидрохимическая характеристика поверхностного стока засушли¬
вых районов Казахстана // Вестник АН Каз. ССР. 1956. Т. 138. № 9.
Неуструев С.С. Почвенно-географический очерк Чимкентского уезда // Труды
Почвенно-ботанической экспедиции коллониз. районов Азиатской России за
1908 г. 1910. №7.
Никитин В.В. К характеристике почвообразовательного процесса в каменистой
пустыне Усть-Урт // Известия Биологического НИИ при Пермском универси¬
тете. 1926. Т. 4. Приложение 3.
Никонов А.А. О стратиграфии морей и оледенений в западной части Кольского
полуострова // Вопросы геоморфологии и геологии осадочного покрова Коль¬
ского полуострова. Апатиты. 1960. Вып. 1.
НогинаН.А. Влияние пород на подзолообразование в горной части Среднего Ура¬
ла // Труды Почвенного института АН СССР. 1948. Т. 28.
Охотин В.В., Мазуров Г.И. Покровные отложения на моренах европейской части
Советского Союза // Вестник ЛГУ. 1951. № 4.
Павлинов В.Н. Некоторые данные о генезисе китайских лёссов // Труды Комиссии
по изучению четвертичного периода. М.: АН СССР, 1959. Вып. 14.
Парфенова Е.И. Исследование минералов подзолистых почв в связи с их генези¬
сом // Кора выветривания. М.: АН СССР, 1956. Вып. 2.
Перельман А.И. Ископаемые и реликтовые почвы пустынь Средней Азии // До¬
клады АН СССР. 1949. Т. 19. № 6.
Перельман А.И. Процессы миграции солей на равнинах Восточной Туркмении
и Западного Узбекистана в неогене // Труды ИГЕМ АН СССР. 1959а.
Вып. 25.
Перельман А.И. Катагенез // Известия АН СССР. Серия геология. 19596. № 8.
Перельман А.И. Геохимия ландшафта. М.: Географгиз, 1961.
Покровский Г. Об изменении цвета почв // Почвоведение. 1928. № 1-2.
Полынов Б.Б. Кора выветривания. М.: АН СССР, 1934.
Полынов Б.Б. Выветривание. Состав континентальных отложений // Труды геоло¬
гической ассоциации. М.: АН СССР, 1935. Вып. 4.
Полынов Б.Б. Геохимические ландшафты // Вопросы минералогии, геохимии и
петрографии. М.: АН СССР, 1946.
Поляков С.С. Состав и свойства моренных отложений в Московской области //
Ученые записки МГУ. 1956. Грунтоведение. Вып. 177. Кн. 4.
218
Гипергенез четвертичного периода
Поляков С.С. Состав и свойства покровных суглинков и глин Московской области
//Землеведение. 1960. М.: МОИП, 1960. Вып. V.
Попов В.И. Хара1сгеристика цвета пород по шкале В. Оствальда // Гидрогеология
и инженерная геология. 1935. № 1.
Попов В.И., Воробьев А.Л. О некоторых минералого-геохимических особенно¬
стях пустынно-континентальных формаций // Записки Узбекского отделения
Всероссийского Минералогического общества. 1955. Вып. VIII.
Пустовалов Л.В. Петрография осадочных пород. М.: Гостоптехиздат, 1940. Ч. I, II.
Разумова В.Н. Меловые и третичные формации западной части Центрального и
Южного Казахстана // Труды Геологического института АН СССР, 1961.
РодеАА. Подзолообразовательный процесс. М.: АН СССР, 1937.
Роде А.А. К вопросу о рыхлых наносах как продуктах выветривания // Проблемы
советского почвоведения. 1938. Сб. 6.
Розанов А.Н. Сероземы Средней Азии. М.: АН СССР, 1951.
Романова М.А. О фотометрических свойствах песков Кара-Кум и Кызыл-Кум //
Доклады АН СССР. 1960. Т. 132. № 3.
Рябченков А.С. О происхождении лёсса и лёссовидных пород Русской равнины в
свете минералогических данных // Бюлл. МОИП. Отдел геологический. 1960.
Т. 35. № 2.
Рябченков А.С. Результаты сравнительного изучения минералогического состава
четвертичных отложений западной части Русской равнины // Материалы Все¬
российского совещания по изучению четвертичного периода. М.: АН СССР,
1961. Т. 2.
Самодуров П.С. Минералогия и генезис лёссовых и красноцветных пород юго-
западных областей СССР. Якутск: Якутский филиал АН СССР, 1957.
Самодуров П.С. Литолого-геохимическая характеристика и палеогеографические
условия формирования лёссовых и лёссовидных пород Белоруссии и приле¬
гающих областей: Автореф. дисс.... д-ра. географ, наук. 1963.
Седлецкий И.Д. География минералов // Известия АН СССР. Сер. География.
1948. №4.
Седлецкий И.Д., Ананьев А.П., КуценкоА.Е. Ледниковые отложения как источник
лёссовой пыли // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода. М.:
АН СССР, 1955. №20.
Сидоренко А.В. Гипсовые замещения по корням кустарников в Кара-Кумах //
Природа. 1949. № 4.
Сидоренко А.В. Основные черты минералообразования в пустыне // Вопросы
минералогии осадочных образований. Львов: Львовский университет, 1956.
Кн. 3-4.
Сидоренко А.В. Доледниковая кора выветривания Кольского полуострова. М.: АН
СССР, 1958а.
Сидоренко А.В. Известковые накопления «капиче» в пустынях Мексики // Изве¬
стия АН СССР. Сер. География. 19586. № 1.
Литература
219
Сидоренко А.В. Известковые пустынные коры Египта // Доклады АН СССР. 1959.
Т. 128. №4.
Соболев В.С. Введение в минералогию силикатов. Львов: Львовское геологиче¬
ское общество, 1949.
Соловое А.П. Основы теории и практики металлометрических съемок. Алма-Ата:
АН Каз. ССР, 1958.
Степанов П.Н. Снежный покров как один из факторов образования лёссовидных
мелкоземистых толщ//Доклады АН СССР. 1959. Т. 125. № 1.
Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М.: АН СССР, 1960. Т. I.
Умарова М.Р., Даутходжаева М. Минералогический состав каменных лёссов //
Ученые записки САИГИМСа. Ташкент. 1960. Вып. 4.
Федорович Б.А. Геоморфология Унгуза // Кара-Кумы. М.: АН СССР, 1934.
Сб. 14.
Ферсман А.Е. Геохимия России. Петроград: Научное хим.-техн. изд-во, 1922.
Ферсман А.Е. О характере гипергенных процессов в местностях с пустынным
климатом // Доклады АН СССР. Серия А. 1924. Июль-сентябрь.
Ферсман А.Е. Геохимия. М.: ОНТИ-ХИМТЕОРЕТ, 1934. Т. II.
Ферсман А.Е. Геохимия и минералогия полярных областей // Доклады АН СССР.
1938. Т. 19. №8.
Ферсман А.Е. Полезные ископаемые Кольского полуострова // Труды Комиссии
по проблемам минерального сырья. М.: АН СССР, 1941. Вып. 1.
Хаукес Х.Э. Геохимическая разведка // Геохимические исследования. М.: ИЛ,
1961.
Холътедалъ О. Геология Норвегии. М.: ИЛ, 1958. Т. II.
Чирвинский В.Н. Материалы к познанию химического и петрографического со¬
става ледниковых отложений Юго-Западной России в связи с вопросом о дви¬
жении ледникового покрова // Записки Киевского общества естествоиспыта¬
телей. 1914. Т. 24. Вып. 2-3.
Чирвинский П.Н. Кларки магматических пород щитов и геосинклиналей //Д.С. Бе¬
лянкин, к 70-летию. М.: АН СССР, 1946.
Швецов М.С. Петрография осадочных пород. Изд. 2-е. М.: Госгеолиздат, 1948.
Щербина В.В. Поведение некоторых редких и рассеянных элементов в зоне ги-
пергенеза // Советская геология. 1962. № 6.
Щукевич М.М. Минералогический состав некоторых типов ледниковых отложе¬
ний европейской части СССР и его изменение в процессах переотложения и
почвообразования // Труды Почвенного института АН СССР. 1948. Т. 28.
Щукевич М.М. О минералогическом составе водно-ледниковых отложений При¬
балтики // Труды Института географии АН СССР. Материалы по геоморфоло¬
гии и палеогеографии СССР. 1952. Вып. 51. № 6.
Юсупова С.М. К минералогической характеристике лёссов Яванской долины //
Новейший этап геологического развития территории Таджикистана. Душан¬
бе: АН Тадж. ССР, 1962.
220
Гипергенез четвертичного периода
Яковлев С.А. Основы геологии четвертичных отложений Русской равнины. М.:
Госгеолтехиздат, 1956.
Якубов Т. Некоторые данные о минералогическом составе песков Каспийской
низменности в связи с вопросом их генезиса // Почвоведение. 1940. № 6.
Ярилова Е.А., Парфенова Е. И. Новообразованные минералы глин в почвах //Поч¬
воведение. 1957. № 9.
Blanch Е., Keese Н. Beitrage zur chemischen Verwitterung aus Hindo // Chemie
d. Erde. 1928. Bd. 4. Hft 1.
Blanckenhorn M. Neues zur Geologie und Palaeontologie Aegyptes. Z. Dtsch. geol.
Ges. 1901. Hft 3.
Brown C.N. The origin of caliche on the horthe-eastem Liano-Estacado, Texas // J.
Geol. 1956. V. 64. № 1.
BureauR. Vivianite pres de Quebec//Naturaliste canad. 1956. V. 83. № 11-12.
Bureau R., RoedererP. Contribution а Г etude des sols gypseux du Sud Tunisien: croutes
et encroutements gypeseux de la partie Sud du golfe de Gabes // Bull-Assoc, franc,
etude sol. 1961. № 8.
Butzer K. W. Mediterranean pluvials and the general circulation of the Pleistocene //
Geogr. Arm. 1957. V. 39. № 1.
Butzer K.W. Contributions to the pleistocene geology of the Nile Valley // Erdkunde.
1959. V. 13. № 1.
Collini B. On the mineralogical composition of Swedish quaternary clays // Geol.
Foren. i Stockholm forhandl. 1950. V. 72. № 1.
Coque R. Les croutes gypseuses des Sud-Tunisien // Bull. Soc. Sci. Natur. Tunisie.
1954-1955. V. 8. №3-4.
Cornu F. Die heutige Verwitterungslehre im Lichte der Kolloidchemie // Chemie und
Industrie der Kolloide. 1909. Bd. 4. № 6.
Durand J.H. Les croutes calcaires s. 1. d’Afrique du Nord etudiees a la lu-miere de la
bio-rhexistasie // Pubis, pedol. te agrol. Gouv. gen Algerie. 1957. Ser. 1. № 4.
Engelhardt W. Untersuchungen an Schwermineralien des nord-westdeutschen Rhat //
Ql und Hohle. 1942. Bd. 11.
Fedoroff N. Les croutes et les encroutements calcaires dans le Midi medi-terraneen
francas // Rev. geogr., phys. et geol. dynam. 1961. V. 4. № 1.
Fiedler A. Sedimentpetrographische Gliderung der Geschiebemergel Mecklenburgs //
Jahrb. PreuB Geol. Landesanstalt Jahr. 1936. Berlin. 1937. Bd. 57.
Fraas O. Aus dem Orient. Geologische Beobachtnugen am Nil, auf der Sinai-Halbinsel
und in Syrien. Stuttgart. 1867.
Frosterus B. Beitrag zur Kenntnis der Bodenbildungen in Tonen der humiden Gegen-
den // Internationale Mitteilung fur Bodenkunde. 1913. Hft 2.
Gartner A. Uber vivianit und Eisenspat in Mecklenburgischen Mooren. Rostok. 1897.
Genitz E. Kolloiderscheinungen in Konkretionen. Centralblat fur Mineralogie // Geolo¬
gie und Palaontologie. 1912.
Литература
221
Goldschmidt V.M. Grundlagen der quantitative!! Geochemie // Fortschr. Mineral.,
Kristallogr. und Petrogr. 1933. Bd. 17. Hft2.
Gruet M Fientes a gyps des confins sahariens // Rev. geomorphol. dynam. 1955. V. 6. № 2.
Hellmers J.H. Die Schwerminiralien der Sand der deutschen Ostseekuste // Geologie.
1952. Jahrg. l.№3.
Hill D.E., Tedrow J.C.F. Weathering and soil formation on the arctic environment //
Amer. J. Sci. 1961. № 2.
Hougen H., Kliiver E.O., Lokke O.A. Underschelser over norske lerer // Stateus Rast-
ofifkomite publikasjon. 1 kommisjon hos teknisk ukeblad, Oslo. 1925. № 22.
Jardley E.H. Significance of geochemical distribution trends in soil // Mining Engng.
1958. V. 10. №7.
Krejci-Graf K. Zur Geologie der Makronesen Krustenkalke // Z. Dtsch. geol. Ges.
1960. Bd. 112. № 1.
Kubach I. Mineralogische Untersuchungen einiger LoPprofile Mitteldeutschlands //
Chernied. Erde. 1943. Bd. 15. № 7.
Kubiena W. Prinzipien und Methodik der palaopedologischen Forschung im Dienste
der Stratigraphie // Z. Dtsch. geol. Ges. 1960. Bd. 111. № 3.
Leinz V. Ein Versuch, Geschiebemergel nach dem Schwermineraliengehalt Stratigra-
phisch zu glidern // Z. Geschiebeforschung. Leipzig. 1933. Bd. 9.
Okie W. See-Erz, Rostrohren und verwandte Konkretionen // Geol. Rundschau. 1934.
Bd. 25. Hft 4.
Piccard J. Uer den Saharasand, seine Entstehung und Zusammensetzung // Virteljahrss-
chrift Naturforschenden Ges. in Zurich. 1965. Hft 1.
Potonie H. Lehrbuch des Pflanzenpalaontologie. 1899.
PutzerH. Quartare Krusten-Bildungen im tropischen Sud-America//Geol. Jahrb. Han¬
nover. 1959. Bd. 76.
Ramsay W., Hackman V. Das Nephelinsyenitgebiet auf der Halbinsel Kola // Fennia.
Helsingfors. 1894. Bd. 11. № 2.
Rutte E. Kalkkrusten in Spanien //Neues Jahrb. Geol. und Palaontol. Abhandl. 1958.
V.106. № 1.
Rutte E. Kalkkrusten im Ostlichen Mittelmeergebiet // Z. Dtsch. geol. Ges. 1960.
V. 112. № 1.
Salmi C. Imatra stones in the glacial clay of Vuolenkoski // Bull. Comm. Geol. Fin-
lande. 1959. № 186.
Salminen A. On the weathering of rocks and the composition of clays // Agro-geologi-
sia jolkaisuja. Helsinki. 1935. V. 4.
Sastri G.K. Origin of the desert gypsum in Rajasthan // Rec. Geol. Survey India. 1962.
V. 87. № 4.
Scheffer E, Meyer B., Kalk E. Mineraluntersuchungen an Wurm-LoB Sudniedsa-
chsischer LoBfluren als Voraussetzung fur die Mineraianalyse verschidener LoB-
boden typen // Chemie d. Erde. 1958. Bd. 19. № 4.
222
Гипергенез четвертичного периода
Scheffer Е, Welle Е., LudwiegE. Zur Frage der Eisenoxydenhydrate im Boden // Che-
mie Erde. 1957. Bd. 19. № 1.
Schroeder D., Schwertmann U. Zur Entstehung von Eisen-Konkretionen in Bdden //
Naturwissenschaften. 1955. Bd. 42. № 9.
SenftF. Humus-, Marsch- und Limonit bildung. Leipzig. 1862.
Short N.M Element variations during weathering of four residual soils // Bull. Geol.
Soc. America. 1958. V. 69. № 12. Pt. 2.
Tricart J. Tentative de correlation des periodes pluviales africaines et des periodes gla-
ciares // Compt. rend. Soc. geol. France. 1956. № 9-10.
Werner K., Holowaychuk N., Schafer G.M. Changes in the clay content, calcium car¬
bonate equivalent, and calcium: magnesium ratio with depth in parent materials
of soils derived from calcareous till of Wisconsin age // Soil Sci. Soc. Amer. Proc.
1961. V. 25. №4.
Wiche K. Geomorphologische studien in Sudostspanien // Mitt. Osterr. geogr. Ges.
1959. Bd. 101. №3.
ГЕОГРАФИЯ
И
ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ
КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
ВВЕДЕНИЕ
Кора выветривания - верхняя оболочка литосферы, в которой “зем¬
ля”, вода, воздух и жизнь приходят в тесное соприкосновение, и
материя в своем вечном движении дает, может быть, наибольшее
разнообразие форм,- не получила еще в науке надлежащей оценки
своего значения.
Б.Б. Полынов, 1934
Из истории развития взглядов на выветривание
Кора выветривания - один из интереснейших объектов изучения. Широкое
распространение и многообразие ее форм, о чем ранее можно было лишь догады¬
ваться, начали выявляться лишь в середине XX в. Кора выветривания привлекает
внимание представителей различных научных дисциплин и направлений. И хотя
в настоящее время наибольшие успехи в изучении коры выветривания связаны с
геологическими науками, процессы корообразования представляют особый ин¬
терес для почвоведения и и учения о биосфере. Заглядывая в недалекое будущее,
отметим, что установление закономерностей формирования коры выветривания
в различных географических условиях настоящего и прошлого нашей планеты
может иметь несомненное значение для истолкования результатов изучения по¬
верхности космических тел.
Выветривание (“verwitterung” немецк., “weathering” англ.) - один из старей¬
ших геологических терминов, широко использовавшийся еще в долайелльсов-
ский период. Можно предполагать, что он возник в Германии. Во всяком случае
в русский язык этот термин проник именно оттуда. Содержание его в настоящее
время резко отличается от первоначального. На русском языке он звучит особен¬
но неправильно, вызывая невольную ассоциацию с деятельностью ветра.
По первоначальным представлениям выветривание рассматривалось как про¬
цесс разрушения, проявляющийся не только в физическом разрушении монолит¬
ных пород, но и в разложении первичных минералов с выносом продуктов разло¬
жения. Рыхлая, разрушенная масса коренных пород, залегающая на поверхности
литосферы, была названа швейцарским геологом А. Геймом [Heim, 1879] “корой
Впервые опубликовано: М.: Мысль, 1969.
226
Ггография и палеогеграфия коры выветривания
выветривайия” (“verwitterungskruste”). Отметим, что до сих пор многие геологи
подразумевают под корой выветривания исключительно элювий.
Конец XIX в. знаменуется качественным скачком в области естествознания.
В этот период возникает докучаевское почвоведение - наука, положившая нача¬
ло дисциплинам, изучающим взаимосвязи в природе. Докучаевская школа была
колыбелью выдающихся русских ученых, занимавшихся различными отрасля¬
ми естествознания (В.И. Вернадский, Н.М. Сибирцев, Ф.Ю. Левинсон-Лессинг,
П.А. Земятченский и др.). Работы одного из представителей этой блестящей пле¬
яды естественников - К.Д. Глинки - имели особо важное значение для познания
выветривания.
К.Д. Глинка положил начало современным представлениям о процессе вы¬
ветривания самой распространенной группы минералов - силикатов. Некоторые
идеи этого выдающегося исследователя не были сразу восприняты и получили
должную оценку позже (стадийность выветривания, устойчивость минералов и
др.). Особая ценность его работ заключалась в.увязке данных детального мине¬
ралогического изучения коры выветривания с климатическими обстановками.
В результате был сформулирован принцип реконструкции условий древнего вы¬
ветривания по минералогическому составу коры выветривания. Это важное на¬
правление в учении о коре выветривания в настоящее время весьма перспективно.
Однако возможность создания учения о выветривании возникла лишь после
появления геохимии. Геохимия как наука о перераспределении химических эле¬
ментов дала теоретическое обоснование для объединения отдельных результатов
.изучения коры выветривания. Была обнаружена чрезвычайная сложность про¬
цесса выветривания, не соответствующая формальному значению этого термина
(“выветривание”). Появилась потребность в термине, который соответствовал бы
новому представлению о процессе.
Американские ученые для обозначения минералов, возникших в процессе
выветривания, ввели в науку термин “супергенный”1, то есть имеющий последу¬
ющее, вторичное происхождение. А.Е. Ферсман [1922] предложил грамматиче¬
ски более правильный термин, основанный полностью на греческих корнях,-“ги¬
пергенный”1 2.
Согласно А.Е. Ферсману [1924], под гипергенезом подразумевается вся сово¬
купность химических и минералогических процессов, протекающих на поверх¬
ности Земли. В серии работ, обобщенных в 1934 и 1937 гг., разработаны основы
геохимии гипергенеза и намечена схема широтной геохимической зональности
материковых отложений. Особое внимание этот исследователь уделил энергети¬
ческой стороне процессов выветривания.
Необходимость изучения коры выветривания для решения различных прак¬
тических задач обусловила появление многочисленных публикаций как в нашей
1 Super (лат.) - вслед, после; genesis (грен.) - происхождение.
2 Hyper (греч.) - над, сверху.
Введение
227
стране, так и за рубежом. Не пытаясь дать исчерпывающий обзор этой литерату¬
ры, можно отметить следующие основные направления, по которым развивалось
познание гипергенеза.
Первое направление связано с изучением коры выветривания рудных место¬
рождений. Благодаря важному практическому значению этой проблемы ей уделя¬
лась большое внимание. Среди отечественных исследований в этом направлении,
начало которым было положено работой П.П. Пилипенко [1915], особенно вы¬
деляется монография С.С. Смирнова “Зона окисления сульфидных месторожде¬
ний”, впервые опубликованная в 1936 г., но не потерявшая актуальности до сих
пор [Смирнов, 1951]. Этим исследователем установлены основные особенности
коры выветривания гипогенных месторождений и проанализированы факторы
ее образования. На основании детального сравнительного изучения гипогенных
и гипергенных минералов им были выявлены характерные черты геохимии ги¬
пергенеза важнейших рудных элементов. Последующие исследования углубили
и детализировали отдельные положения С.С. Смирнова. Важное значение в раз¬
витии изучения коры выветривания рудных месторождений имели работы ряда
американских авторов, в первую очередь В. Эммонса [Emmons, 1917], а в Запад¬
ной Европе - Г. Шнейдерхёна [Schneiderhohn, 1924]. В работах П.П. Пилипенко,
С.С. Смирнова, Г. Шнейдерхёна и В. Эммонса изложены основные моменты ис¬
тории изучения коры выветривания рудных месторождений.
Второе направление связано с изучением проявлений гипергенеза прошлых
эпох (так называемой древней коры выветривания). Захороненные древние про¬
дукты выветривания (например, латеритные образования под покровами вулка¬
нических лав) были хорошо известны в прошлом веке. Это нашло отражение в
работах Ч. Лайелля, Ф. Рихтгофена и др. К концу XIX в. в России наметился
интерес к этим образованиям у широкого круга естественников - геологов, геобо¬
таников, почвоведов [Соколов, 1893; Краснов, 1894; Докучаев, 1900]. Однако спе¬
циальное изучение древней коры выветривания началось в России в начале XX в.
В числе первых следует отметить проведенные К.Д. Глинкой в 1911 г. иссле¬
дования вещественного состава и палеогеографии красноцветных образований
Дальнего Востока и Венгрии, а позже-каолинов и третичных пестрых глин Воро¬
нежской губернии [Глинка, 1919], работу И.И. Гинзбурга [1912], исследовавшего
каолины Украины, В.Г. Касаткина [1915] - по геологии, И.М. Крашенинникова
[1915] - по палеогеографии древних продуктов выветривания Урала. За рубежом
в это же время проводятся довольно многочисленные исследования продуктов
древнего выветривания: в Западной Европе - Е. Blanck [1912], Н. Harrassowitz
[1916] , Н. Stremme [1910] и др., в Северной Америке-W. Mead [1915] и др.3
В дальнейшем большая работа по изучению древней коры выветривания про¬
ведена И.И. Гинзбургом и его сотрудниками (Урал, некоторые районы Казахста¬
на, Украины, территории Курской магнитной аномалии). Работами В.П. Петрова,
3 Превосходная сводка исследований древнего выветривания по работам западноевропейских авто¬
ров опубликована Г. Гаррасовицем [Harrassowitz, 1930].
228
География и палеогеграфия коры выветривания
A. И. Перельмана, В.Н. Разумовой и многих других исследователей установлены
особенности древней коры выветривания различных районов России и ее бли¬
жайшего окружения. Были достигнуты успехи в картографировании древней
коры выветривания.
Третье направление включает в себя многочисленные исследования отде¬
льных явлений и частных процессов современного выветривания. Изучались
процессы преобразования распространенных горных пород в различных усло¬
виях, делались попытки выяснить значение отдельных факторов гипергенеза,
однако отсутствие теории выветривания придавало всем этим многочисленным
исследованиям больший или меньший элемент случайности. Это в значительной
степени обусловливалось отсутствием заинтересованности практики в результа¬
тах изучения современной коры выветривания (в отличие от непосредственного
практического значения исследования коры выветривания рудных месторожде¬
ний и древней коры выветривания).
Важным этапом в развитии взглядов на гипергенез явился труд Б.Б. Полы-
нова “Кора выветривания” [1934]. Он создал стройное учение о выветривании
как о едином процессе закономерного перераспределения химических элемен¬
тов, где различные типы коры выветривания рассматривались как стадии этого
единого процесса. В серии своих дальнейших работ этот исследователь уточнил
группы химических элементов по их миграционной способности при выветри¬
вании. Многие исследования продуктов выветривания были проведены учени¬
ками и последователями Б.Б. Полынова - М.А. Глазовской, В.В. Добровольским,
B. А. Ковдой, А.И. Перельманом.
Процессы гипергенеза имеют весьма важное значение для формирования
осадочных отложений. Вполне естественно, что изучение гипергенеза интере¬
совало специалистов-литологов. В частности важное значение имеют работы
Н.М. Страхова [1960].
За рубежом на фоне многочисленных эмпирических работ выделяются ис¬
следования французского ученого П. Эрара и немецкого ученого В. Кубиены.
И тот и другой - почвоведы, однако почва в их толковании скорее соответствует
понятию коры выветривания. Созданная П. Эраром [Erhart, 1956] теория биорек-
систазии утверждает ведущую роль живого вещества в процессах выветривания
и литогенеза. Основные положения этого ученого близки таковым Б.Б. Полынова
[Добровольский, 19626].
В. Кубиена блестящими микроморфологическими исследованиями способс¬
твовал развитию минералогии и геохимии гипергенеза больше многих специа¬
листов в этой области. Он обнаружил индикационное значение высокодисперсной
силикатной массы (“плазмы”), образующей определенные формы при различных
условиях гипергенеза. Им были установлены микротекстуры некоторых типов
коры выветривания. Полученные результаты оказалось возможным использо¬
вать для палеогеографических реконструкций [Kubiena, 1954,1955,1956а, 19566,
1960; Добровольский, 1962а].
Введение
229
По геологическим масштабам и массе химических элементов, вовлекаемых
в миграцию, гипергенез является одним из ведущих процессов на поверхности
нашей планеты. Познание генезиса разнообразных продуктов выветривания, за¬
кономерностей их пространственного распространения, выяснение географичес¬
ких и палеогеографических условий их формирования представляют большую и
важную задачу учения о биосфере.
Основные понятия и представления
Взгляды на процесс выветривания претерпели сложную эволюцию, от наив¬
ных представлений о чисто физическом разрушении пород до создания учения о
сложном перераспределении химических элементов в зоне гипергенеза. В насто¬
ящее время кору выветривания можно рассматривать как самую наружную часть
земной коры, которая преобразована (или преобразуется) под непосредственным
влиянием ландшафтно-геохимических условий.
Когда мы говорим о самой наружной части земной коры, то имеем в виду, что
почва есть самостоятельное естественно-историческое тело и так же, как расти¬
тельный покров, не является частью земной коры.
Поскольку со времени А. Гейма бьпует представление о коре выветривания
как о чем-то разрыхленном, надо отметить, что она не обязательно представлена
рыхлыми образованиями. Хорошим примером этому положению могут служить
латеритные и карбонатные коры тропиков, плотность которых можно сопоста¬
вить с плотностью некоторых изверженных и метаморфических пород. Поэтому
противопоставление выветривания и цементации в настоящее время не имеет ос¬
нований.
Наконец, кора выветривания не есть исключительно элювий, а представля¬
ет собой все другие возможные формы преобразования наиболее поверхностной
части литосферы. Граница коры выветривания и почвы весьма условна. Горизонт
С почвы можно рассматривать как кору выветривания.
Так как почва не является горизонтом коры выветривания и формируется в
результате особого процесса - почвообразования, следует уточнить название
процесса, формирующего кору выветривания. Термин “выветривание” в своем
буквальном смысле не отражает содержания этого процесса, однако он в насто¬
ящее время пользуется широким распространением. Более удачным является
термин “гипергенез”. Мы предлагаем пользоваться этими терминами в качестве
синонимов.
Как отмечено выше, понятие о гипергенезе было введено А.Е. Ферсманом,
который писал: “Под этим термином мы подразумеваем весь комплекс химичес¬
ких и физико-химических явлений, которые протекают на границе между атмос¬
ферою и твердою земною оболочкою. Если именем диагенеза мы обозначили
процессы, стремящиеся к установлению химического равновесия между водным
230
География и палеогеграфия коры выветривания
раствором бассейна и осадком, под именем катагенеза - такие же процессы в
области установления равновесия в разнородной свите осадочных пород, то под
именем гипергенеза мы будем обозначать все то, что стремится к равновесию
между лито- и атмосферою, то есть приводит к образованию почвы или нового
осадка. Нижние границы этих процессов не могут быть определены с точностью,
и постепенно явления поверхностного метаморфизма с глубиной переходят в
процессы катагенетического xapaicrepa. Особого внимания заслуживает древний
гипергенез, то есть поверхностное и элювиальное изменение минералов и пород
во время перерывов накопления осадков” [Ферсман, 1922, с. 31-32].
В дальнейшем у А.Е. Ферсмана [1934] появилась известная двойственность
в формулировании понятия о гипергенезе. Гипергенез рассматривался и как про¬
цесс преобразования горных пород в континентальных условиях (“собствен¬
но гипергенез”), и как вся сумма геохимических процессов, происходящих в на¬
ружной части планеты, в том числе отложение осадочных пород, диагенез, ката¬
генез и др.
В настоящее время во избежание этой двойственности термин “гипергенез”
следует употреблять в первоначально предложенном смысле, а для обозначения
совокупности геохимических процессов, протекающих в наружных частях на¬
шей планеты в условиях низких температур и давлений, необходимо использо¬
вать другой, специальный термин.
Выветривание (гипергенез) представляет собой единый процесс перераспре¬
деления химических элементов применительно к ландшафтно-геохимическим
условиям. Поэтому неправильно выделять физическое, химическое, биологиче¬
ское выветривание и т.д., а следует говорить о физических, химических и других
частных процессах.
Рассмотрим соотношение выветривания с некоторыми другими важными
процессами, совершающимися на поверхности и в приповерхностной части на¬
шей планеты.
Процесс выветривания ограничивается исключительно континентальными
условиями. Н.М. Страхов [1956] убедительно показал, что процессы накопления
осадков в водоемах и их дальнейшего преобразования принципиально отличны
от процесса выветривания, хотя они и находятся в определенной связи. Неко¬
торые исследователи относят к коре выветривания образования, возникающие в
результате воздействия подземных вод. Развивая взгляды А.Е. Ферсмана [1934],
А.И. Перельман [1959а] показал, что эти явления следует рассматривать как про¬
изводные процессов катагенеза.
Таким образом, приповерхностная часть земной коры характеризуется раз¬
витием трех основных процессов: литогенеза (формирование осадочных горных
пород в условиях морских бассейнов), гипергенеза (формирование разнообраз¬
ных продуктов выветривания в континентальных условиях) и катагенеза (пре¬
образование горных пород и продуктов выветривания под влиянием подземных
вод). Указанные процессы столь же типичны для приповерхностной части земной
Введение
231
коры, как для нижней ее части характерны собственно магматические процессы,
проявления пневматолито-гидротермальной деятельности, метаморфизм горных
пород.
Процессы литогенеза, гипергенеза и катагенеза резко различаются по своему
содержанию, внешним проявлениям и пространственному нахождению. Поэтому
неправильно относить к сфере выветривания акваторию Земного шара, так как
из этого будет следовать, что все осадочные отложения являются корой выветри¬
вания. Несостоятельность подобной точки зрения очевидна. Нельзя также счи¬
тать удачными термины “подводное выветривание” и “глубинное выветривание”.
Первый из них аналогичен понятию диагенеза, второй - катагенеза.
Отчетливо различая процессы литогенеза, гипергенеза и катагенеза, следу¬
ет иметь в виду, что в природе часто нет резких границ между сферой их дейс¬
твия. Отсутствие резкого разграничения литогенеза, гипергенеза и катагенеза в
отдельных конкретных природных обстановках не должно вызывать сомнения в
объективном их существовании. По-видимому, явления взаимопроникновения и
постепенного перехода вообще типичны для основных процессов, протекающих
в поверхностных участках земной коры. Достаточно вспомнить сложные соотно¬
шения между корой выветривания и почвой. До сих пор неразрешимым вопросом
почвоведения остается неопределенность нижней границы почвы. Однако это не
является доводом для отрицания объективной реальности почвы как самостоя¬
тельного природного образования. Отнесение почвы к коре выветривания так же
неправильно, как и рассматривание коры выветривания в качестве нижней части
почвенного профиля.
Процессы выветривания находятся в определенном соотношении с явления¬
ми денудации. Под денудацией понимается разрушение горных пород на земной
поверхности и переотложение их составных частей в понижениях рельефа. Про¬
цессы денудации и выветривания тесно связаны. С одной стороны, отдельные
явления выветривания могут рассматриваться как начальные стадии денудации.
С другой стороны, закономерное перераспределение вещества по поверхности
континентов вследствие денудации представляет собой частный процесс гипер¬
генеза. Этим объясняется замечательное явление зональности твердого стока
[Страхов, 1960]. Выветривание не прекращается в процессе денудации, а мно¬
гократное переотложение поверхностных континентальных отложений сопро¬
вождается неуклонным их гипергенным преобразованием. Следовательно, дену¬
дацию можно рассматривать как сумму механических процессов гипергенеза, а
континентальные отложения - как различные виды переотложенной коры вывет¬
ривания4.
4 Отложения эпиконтинентальных морей и крупных озер не могут рассматриваться как переотло-
женная кора выветривания, так как эти отложения находятся в качественно иных условиях, приво¬
дящих к образованию тех или иных осадочных пород, то есть объекта, являющегося самостоятель¬
ным природным образованием и изучающегося специальной наукой.
232
Ггография и палеогеграфия коры выветривания
Особую сложность представляет проблема значения животных и раститель¬
ных организмов для процессов выветривания. Ведущая роль совокупной деятель¬
ности организмов (живого вещества) для геологического развития нашей плане¬
ты в эволюции химического состава наружных оболочек Земли была показана
В.И. Вернадским. В результате исследований А.П. Виноградова, Б.Б. Полынова,
Н.Г. Холодного, Б.Л. Исаченко были намечены пути изучения этой проблемы.
Убедительность концепции В.И. Вернадского дает основание многим исследова¬
телям декларировать важную роль живых организмов в процессе гипергенного
проеобразования минерального вещества коры без углубленного изучения этого
сложного вопроса на конкретном материале.
При этом необходимо различать результаты непосредственного воздействия
определенных организмов, контактирующих с конкретными минеральными об¬
разованиями, и влияние суммарного геохимического эффекта жизнедеятельно¬
сти всех организмов данного биоценоза, обусловливающего кислотно-щелочные
и окислительно-восстановительные параметры почвенно-грунтовых вод. Наибо¬
лее тесное взаимодействие между минералами и живыми организмами (а имен¬
но, микроорганизмами) происходит в биокосном теле почвы. Эффект непосредс¬
твенного воздействия микроорганизмов зависит от их количества. Результаты
микробиологического изучения почвы показывают, что основная масса микро¬
организмов сосредоточена в самой верхней ее части, ограниченной несколькими
дециметрами. Приведенные в таблице 1 данные свидетельствуют, что в самых
различных почвах, различающихся степенью атмосферного увлажнения и про¬
мываем ости почвенной толщи, содержанием гумуса и составом микрофлоры,
совершенно определенно проявляется четкая тенденция резкого, почти в геомет¬
рической прогрессии, уменьшения численности микроорганизмов с глубиной и,
следовательно, уменьшения эффекта их непосредственного воздействия на ми-
, Таблица 1
Распределение Микроорганизмов по профилю почв различной степени атмосферного
увлажнения, тыс. на 1 г почвы (по |Мишустин, 1964])
Глубина,
см
Содержание
гумуса, %
Бактерии
В том числе
бациллы
Актиномицеты
Грибы
Дерново-подзолистая почва (Московская область)
0-5
6,4
1600
5,4
19,0
70,0
5-10
3,3
780
4,7
11,0
25,0
20-30
1,4
168
3,0
2,0
4,0
40-50
0,4
77
0,5
1,2
1,5
70-80
0,1
20
0,5
0
0
Чернозем (Харьковская область)
0-5
9,2
8950
180
177
40,0
5-10
9,1
6650
175
61
18,9
20-30
7,7
835
59
33
0,9
40-50
4,5
200
16
9
0,5
70-80
2,7
147
12
4
0,3
Введение
233
нералы. За пределами почвенного профиля, в области залегания коренных по¬
род, подвергающихся гипергенному преобразованию, значение непосредствен¬
ного воздействия микроорганизмов на почвообразующие минералы (силикаты и
кварц) уменьшается еще более.
Однако главное значение микроорганизмов заключается не в их непосред¬
ственном воздействии на гипогенные минералы, а непрерывном выделении в
почвенно-грунтовые воды метаболитов кислотной основы, благодаря чему про¬
исходит очень медленный, но неуклонный селективный гидролиз породообразу¬
ющих минералов.
Т.В. Аристовская, детально изучившая микробиологические процессы при
подзолообразовании, отмечает: “Следует, очевидно, признать, что выщелачива¬
ние минералов в результате контакта микробных тел с породой при подзолооб¬
разовании имеет только подчиненное значение. Главная же роль в этом процес¬
се принадлежит поступающим в почвенный раствор органическим кислотам”
[Аристовская, 1965, с. 147].
Методы изучения коры выветривания
Процесс выветривания протекает в чрезвычайно сложной системе условий.
Их различное сочетание определяет возникновение тех или иных частных про¬
цессов. Так, например, при выветривании сульфидных месторождений в арид¬
ных условиях происходит массовая кристаллизация сульфатов рудных металлов,
а явления гидролиза имеют подчиненное значение. В гумидных условиях при
выветривании подобных месторождений будут преобладать явления гидролиза.
Сумма частных процессов в итоге создает специфику общего процесса гипер-
генеза, соответствующего конкретным ландшафтно-геохимическим условиям.
Многообразие и сложность частных процессов в настоящее время, как правило,
не поддаются непосредственному изучению в естественных условиях. Однако
возможно обнаружить проявления многих частных процессов гипергенеза в виде
изменения первичных минералов, состава вторичных минералов и их текстур¬
но-структурных особенностей. Поэтому основным методом изучения коры вы¬
ветривания будет познание процессов гипергенеза путем исследования их прояв¬
лений.
Характерная особенность гипергенных процессов - отсутствие резких эф¬
фектов, сопровождающих эндогенные процессы (перекристаллизация, мощный
метаморфизм, излияния и внедрения магмы и пр.). Проявления многих частных
процессов гипергенеза имеют ничтожные размеры, недоступные для визуально¬
го наблюдения. Поэтому для познания коры выветривания чрезвычайно важны
методы и приемы микроскопического исследования - как минералогические, так
и микроморфологические. Данные этих исследований позволяют правильно ин¬
терпретировать результаты химических исследований (валовые и рациональные
234
Ггография и палеогеграфия коры выветривания
анализы коры выветривания, а также анализы отдельных минералов). Использо¬
вание методов химического исследования без выяснения минералогической при¬
роды продуктов гипергенеза может привести к серьезным заблуждениям относи¬
тельно генезиса и состава коры выветривания.
Исследование вещественного состава гипергенных проявлений должно быть
неотрывно от познания их пространственного распределения. Изучение гипер¬
генных новообразований в радиальном направлении (по разрезу) дает представ¬
ление о локальном перераспределении вещества при формировании коры вы¬
ветривания. Анализ распределения гипергенных новообразований на площади
позволяет выяснить закономерности изменения процессов формирования коры
выветривания в связи с изменением ландшафтных условий. Поэтому важной об¬
ластью изучения коры выветривания является картирование и установление ее
морфологии.
Часть I
ОБЩИЕ ВОПРОСЫ ГЕНЕЗИСА И ГЕОГРАФИИ
КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
... Процессы гипергенеза необычайно
сложны, многообразны и не укладываются
в сравнительно простые и эволюционно
более закономерные схемы, например,
магматических процессов.
А.Е. Ферсман, 1934
Глава I
ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
КАК ОБЪЕКТ ВЫВЕТРИВАНИЯ.
УСТОЙЧИВОСТЬ МИНЕРАЛОВ
ИСХОДНЫХ ПОРОД
Пространственное размещение различных типов кор выветривания в значи¬
тельной мере обусловлено распространением исходных горных пород. Различия
в составе продуктов выветривания горных пород существенно зависят от неоди¬
наковой устойчивости минералов, образующих исходные породы, к воздействию
факторов гипергенеза. Поэтому для понимания сложных процессов генезиса раз¬
нообразных кор выветривания необходимо иметь общие представления о мине¬
ралах, слагающих основные группы горных пород, и об их распространении в
земной коре.
Основная масса исходных пород (магматических, осадочных и метаморфи¬
ческих) слагается всего несколькими десятками породообразующих минералов.
Поведение их при гипергенезе имеет исключительно важное значение для обра¬
зования того или иного типа коры выветривания.
Есть минералы, которые, несмотря на их незначительное содержание в ли¬
тосфере, играют важную роль при выветривании, - рудные минералы. Под ними
подразумеваются металлосодержащие минералы, которые, несмотря на свое
236
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
весьма малое содержание в литосфере, в определенных условиях образуют зна¬
чительные скопления, имеющие промышленное значение. Большая концентра¬
ция рудных минералов обусловливает специфический характер гипергенеза и
появление своеобразной коры выветривания (так называемой зоны окисления
рудных месторождений).
Кратко отметим важнейшие особенности поведения при выветривании ос¬
новных породообразующих минералов; более подробно это было рассмотрено в
другой работе [Добровольский, 1964].
Кварц - наиболее распространенный минерал земной коры. Он присутствует
в значительном количестве в изверженных, осадочных и метаморфических поро¬
дах. Кристаллохимическая структура этого минерала представляет собой сплош¬
ной каркас кремнекислородных тетраэдров, в вершинах которых расположены
ионы кислорода, а в центре - ион кремния. Кварц обладает высокой устойчивос¬
тью в зоне гипергенеза и вследствие этого концентрируется в остаточных продук¬
тах глубокого выветривания горных пород, содержащих этот минерал, а также в
переотложенных продуктах выветривания. В некоторых случаях кварц подверга¬
ется метасоматическому замещению гидроокислами железа и марганца.
Обломочный кварц, как правило, накапливается во фракциях 1,0-0,01 мм.
Это обстоятельство объясняется тем, что кварц различной степени дисперсности
обладает различной устойчивостью к разрушению. Рентгено-структурные иссле¬
дования рыхлых континентальных отложений показывают, что в массе частиц
менее микрона кварц практически отсутствует. М. Джексон и Г. Шерман [Jackson,
Sherman, 1953] высказали предположение, что способность кварца к растворе¬
нию пропорциональна степени его дисперсности. Следовательно, обломки квар¬
ца величиной около микрона обладают меньшей устойчивостью к растворению,
чем глинистые минералы.
Полевые шпаты составляют более 50% (по массе) земной коры и содержатся
в значительном количестве в большинстве изверженных пород, во многих мета¬
морфических и некоторых осадочных.
Кристаллохимическая структура полевых шпатов характеризуется наличием
кислородных тетраэдров с ионами кремния и алюминия, расположенными внут¬
ри. Сочетание одного алюмокислородного с тремя кремнекислородными тетра¬
эдрами имеет один отрицательный заряд. Сочетание двух алюмокислородных и
двух кремнекислородных тетраэдров обусловливает два отрицательных заряда.
Отрицательные заряды нейтрализуются крупными катионами щелочных и ще¬
лочноземельных металлов. В результате образуется трехмерный каркас из алю¬
мо- и кремнекислородных тетраэдров, соединенных катионами натрия, калия,
кальция и бария.
Поведение различных представителей группы полевых шпатов в зоне гипер¬
генеза неодинаково. Наименее устойчивыми являются кальциевые плагиоклазы.
Натровые плагиоклазы и капинатровые полевые шпаты значительно более устой¬
чивы. Преобразование полевых шпатов в зоне гипергенеза протекает с различной
интенсивностью, в зависимости от ландшафтно-геохимических условий. В гу-
мидных субтропических и тропических ландшафтах эти минералы выветрива¬
ются энергично. Массивные плотные полевошпатовые породы превращаются в
«гнилой камень», легко разрушающийся руками. Дальнейшее изменение приво¬
Глава 1. Горные породы как объект выветривания...
237
дит к образованию рыхлых глинистых масс. В аридных условиях полевые шпаты
обладают хорошей сохранностью.
К.Д. Глинка [1906] впервые экспериментально показал, что преобразование
полевых шпатов в каолин при выветривании в элювиальных условиях протекает
постепенно, через серию переходных стадий. Этим стадиям соответствуют со¬
единения непостоянного состава (мутабильные, по Ферсману).
Исследование различной степени выветрившихся полевых шпатов под мик¬
роскопом подтверждает представление о стадийном характере их гипергенного
преобразования. На начальных этапах этого процесса кристаллы полевых шпатов
замещаются мелкочешуйчатыми агрегатами гидрослюды. В зависимости от даль¬
нейшего течения процесса преобразование может задержаться на этом этапе или
продолжиться далее, до образования по полевым шпатам дисперсных минералов
типа гаплуазита и каолинита. В.П. Петров проследил в древней коре выветрива¬
ния Урала все стадии преобразования полевых шпатов в каолинит. Переходные
стадии представлены гидрослюдами, которые часто псевдоморфно замещают
зерна полевых шпатов.
Минералы группы слюд составляют более 4% земной коры. Образование
их связано как с кристаллизацией кислых и средних магм, так и с последними
стадиями магматической деятельности (образование грейзенов и пегматитов).
Возникают они и при гидротермальных и метаморфических процессах.
Кристаллическая структура слюд характеризуется плоскими слоями кремне¬
кислородных тетраэдров, обращенных вершинами друг к другу и связанных ио¬
нами алюминия. С ионами алюминия соединены также гидроксильные группы.
Эти трехслойные пакеты соединяются между собой ионами калия. Слюды вооб¬
ще, а железо-магнезиальные в особенности, слабо устойчивы к выветриванию.
Имеющиеся указания на устойчивость слюд в зоне гипергенеза [Батурин, 1947;
Pettijohn, 1949] являются недоразумением, так как в осадочных породах содер¬
жится не столько переотложенный мусковит, сколько мелкочешуйчатые слюд-
ки, возникшие в процессе литогенеза. Изменение мусковитовых слюд сводится
на первых стадиях к выносу щелочей, гидратации и окислению двухвалентного
железа. При этом представители глиноземистых (мусковитовых) слюд часто по¬
степенно переходят в каолинит без нарушения целостности кристалла. В резуль¬
тате выветривания биотитовых слюд возникает серия гидробиотитов различной
степени гидратации до вермикулита включительно, который представляет собой
биотит, полностью лишенный щелочей. В условиях гумидных ландшафтов вер¬
микулит теряет железо и переходит в каолинит при сохранении очертаний ис¬
ходного кристалла, хотя также известны факты полного гидролиза биотита на
составляющие его окислы. При выветривании в аридных условиях биотит не ис¬
пытывает резкого изменения, минерал лишь частично теряет щелочи и в той или
иной степени гидратируется.
Амфиболы и пироксены широко распространены в изверженных и мета¬
морфических породах. Общее количество этих минералов в земной коре состав¬
ляет около 16%.
Кристаллохимическая структура амфиболов определяется сочетанием двой¬
ных цепочек кремнекислородных тетраэдров, связывающихся между собой ка¬
тионами в присутствии гидроксильных групп. Кристаллохимическая структура
238
Часть /. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
пироксенов представляет собой вытянутые вдоль третьей кристаллографической
оси цепочки кремнекислородных тетраэдров, соединенных катионами.
В коре выветривания гумидных ландшафтов амфиболы и особенно пирок-
сены энергично преобразуются. Особенно неустойчивы железо-магнезиальные
ромбические пироксены, которые часто до начала гипергенных процессов заме¬
щаются серпентином и хлоритом. На первых стадиях гипергенного преобразова¬
ния амфиболы и пироксены замещаются хлоритами и дисперсной гидрослюдой.
В дальнейшем на месте этих минералов образуются скопления ферригаллуазита,
нонтронита, опала и гидроокислов железа. На протяжении относительно неболь¬
ших в геологическом масштабе отрезков времени амфиболы довольно устойчи¬
вы в зоне гипергенеза и поэтому постоянно присутствуют в новейших континен¬
тальных отложениях.
Нефелин - характерный породообразующий минерал щелочных извержен¬
ных пород. Его кристаллохимическая структура окончательно не расшифрована.
Нефелин легко разрушается с образованием цеолитов, канкринита, серицита и
глинистых минералов (процесс шпреуштейнизации). Устойчивость к процессам
выветривания нефелина значительно меньшая; чем калинатровых полевых шпа¬
тов и щелочных пироксенов. Это проявляется в быстрейшем разрушении нефе¬
лина в нефелиновых породах, благодаря чему возникает эффект “оспенного вы¬
ветривания”. Из-за малой стойкости нефелин в переотложенном состоянии нахо¬
дится лишь в непосредственной близости от исходных пород. Таковы известные
нефелиновые пески вблизи Хибинского массива нефелиновых сиенитов.
Минералы группы оливина - типичные компоненты ультраосновных из¬
верженных пород. Кристаллическая структура этих минералов характеризуется
изолированными кремнекислородными тетраэдрами, которые соединены катио¬
нами двухвалентных ионов магния и железа. По отношению ко всем послемагма-
тическим процессам оливин весьма неустойчив. Он легко разлагается кислотами,
даже уксусной. Под влиянием эпигенетических процессов оливин замещается
серпентином. Замещение развивается по трещинам, петлеобразно, с образовани¬
ем сетки серпентина, в которой могут сохраниться остатки оливина.
Минералы группы серпентина являются продуктом эпигенетического пре¬
образования основных и ультраосновных изверженных пород. Особенно типич¬
но замещение серпентином оливина и ромбического пироксена. Неправильная
петельчатая сетка замещения оливина отличается от сетки серпентина по ромби¬
ческому пироксену, где замещение развивается по трещинам спайности.
В зоне гипергенеза серпентин неустойчив и разрушается с образованием на
его месте опала, халцедона, брусита и карбонатов. При механическом переносе
серпентин быстро измельчается. Поэтому в рыхлых поверхностных континен¬
тальных отложениях эти минералы встречаются лишь в непосредственной бли¬
зости от выходов серпентинитов. Значительная часть минералов метаморфи¬
ческих пород характеризуется гипергенной устойчивостью. Однако при вывет¬
ривании в высокотермических гумидных ландшафтно-геохимических условиях
минералы группы эпидота разрушаются с образованием скоплений дисперсных
железистых силикатов типа ферригаллуазита, а гранаты замещаются нонтрони-
том. Наиболее устойчивы в зоне гипергенеза минералы группы дистена (дистен,
силлиманит, андалузит), ставролит, а также некоторые гранаты.
Глава 1. Горные породы как объект выветривания...
239
Основными компонентами осадочных горных пород являются кварц, глинис¬
тые минералы, гидроокислы железа, а также минералы, имеющие состав про¬
стых солей (карбонаты, сульфаты, хлориды). Особенности глинистых минералов
и гидроокислов железа будут рассмотрены ниже, при характеристике минераль¬
ных новообразований зоны гипергенеза. Что касается устойчивости минералов
простых солей, то она в значительной мере определяется их растворимостью; эти
минералы относительно устойчивы в аридных ландшафтах и легко разрушаются
в гумидных.
Сульфаты и хлориды магния и натрия растворяются чрезвычайно легко.
Менее растворим сульфат кальция (гипс), однако и он в условиях сильной атмос¬
ферной увлажненности энергично растворяется, обусловливая явления «гипсо¬
вого карста».
Устойчивость карбонатов зависит от катиона. Карбонаты двухвалентного же¬
леза (сидерит) и марганца (родохрозит) могут существовать только в условиях
дефицита кислорода. Свободный доступ кислорода воздуха вызывает разруше¬
ние этих минералов. Устойчивость кальцита зависит от количества атмосферных
осадков, термических условий и кислотности почвенно-грунтовых вод.
Ж. Корбель [Corbel, 1959] предпринял попытку рассчитать интенсивность ги¬
пергенного разрушения мощных толщ известняков и карбонатных сланцев в за¬
висимости от изменения некоторых природно-географических условий. Учиты¬
вались рельеф, годовое количество осадков и общий характер климата (табл. 2).
Результаты свидетельствуют, что разрушение известняков протекает энергичнее
в холодных климатических условиях, чему, по-видимому, способствуют кислые
почвенно-грунтовые воды. Расчлененность рельефа имеет меньшее значение,
чем годовое количество осадков.
Таблица 2
Интенсивность гипергенного разрушения известняков в зависимости
от ландшафтных условий (по jCorbel, 1959))
Рельеф
Осадки,
мм/год
Климат
Район наблюдения
Скорость
эрозии, м3/км2
Горный
2000-4000
Холодный
Скалистые горы (Британская
Колумбия)
450
Жаркий
Мексиканское нагорье
45
Холодный
Провинция Квебек (Канада)
160
Холмистый
1600-1000
Жаркий
Полуостров Юкатан (Мексика)
16
Холодный
Бассейн р. Тананы (Аляска)
40
Равнинный
300-350
Жаркий
Долина р. Уэд-Шелифф (Алжир)
4
Холодный
Низовья р. Макензи (Аляска)
14
Равнинный
200
Жаркий
Долина Рио-Гранде (Техас, США)
1,4
240
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
О причинах устойчивости породообразующих минералов
в коре выветривания
Даже краткий обзор поведения основных породообразующих минералов в
зоне гипергенеза показывает, что объяснение устойчивости гипогенных минера¬
лов - сложная проблема. Первая попытка систематизировать имеющиеся пред¬
ставления по этому .вопросу принадлежите. Голдичу [Goldish, 1938]. Этот автор,
обобщив имеющиеся данные об устойчивости распространенных минералов из¬
верженных пород, составил следующий ряд возрастающей устойчивости мине¬
ралов при выветривании.
ромбический пироксен
А
авгит
i
роговая обманка
А
биотит
Оливин
\
кальциевый плагиоклаз
кальциево-натриевый плагиоклаз
натриево-кальциевый плагиоклаз
натриевый плагиоклаз
I
калиевый полевой шпат
~[ 1
Мусковит
Кварц
Нетрудно заметить, что этот ряд соответствует последовательности кристал¬
лизации минералов в изверженных породах. В схеме С. Голдича нет места для
минералов метаморфических и осадочных пород, которые нельзя полностью
снимать с баланса коры выветривания.
Попытку оценить устойчивость всех -минералов, а не только минералов из¬
верженных пород предпринял Ф. Петтиджон [Pettijohn, 1949]. При сравнитель¬
ном изучении обломочной части осадочных пород различного возраста этот ис¬
следователь установил, что с увеличением возраста пород уменьшается мине¬
ралогическое разнообразие обломочных частиц. Это явление он объяснил более
быстрым разрушением неустойчивых минералов по сравнению с устойчивыми.
Основной ошибкой исследования Ф. Петтиджона является недифференцирован¬
ный подход к анализу минералогического состава пород: отсутствие разделения
обломочных (переотложенных) и аутигенных минералов, которые не разрушают¬
ся в осадочных породах, а образуются в них. Поэтому в ряду Петтиджона мус¬
ковит оказывается более устойчивым, чем рутил и циркон, а биотит устойчивее
дистена и эпидота. М. Джексон и Г. Шерман [Jackson, Sherman, 1953], которые для
характеристики устойчивости минералов при выветривании привлекли частоту
их обнаружения не в осадочных породах, а в почвах. Указанные исследователи
установили 13 стадий химического выветривания. Каждой стадии соответствуют
Глава 1. Гэрные породы как объект выветривания...
241
наиболее типичные минералы. Так, например, в первую стадию выветривания
возникают гипс, хлориды и водорастворимые сульфаты. Второй стадии соответ¬
ствуют карбонаты, третьей - оливин, амфиболы и пироксены, В работе М. Джек¬
сона и Г. Шермана, так же как и у Ф. Петтиджона, отсутствует анализ парагенезов
минеральных ассоциаций, не делается различия между обломочными минерала¬
ми и минералами, возникшими при гипергенезе. Поэтому некоторые вторичные
минералы, устойчивые лишь во вполне определенных условиях гипергенеза, в
классификации Джексона - Шермана оказываются более устойчивыми, чем мно¬
гие первичные минералы.
Весьма интересное исследование было выполнено Г. Визендером [Wiesender,
1953]. Он произвел сравнительное изучение влияния на минералогический со¬
став пород процессов выветривания, с одной стороны, процессов диагенеза и
катагенеза, с другой. Было обнаружено отличие устойчивости минералов при
выветривании и при диагенезе. Оказалось, что некоторые минералы, например,
гранат и апатит, относительно чувствительные к выветриванию, при диагенезе
исключительно устойчивы. И наоборот, такие устойчивые при выветривании ми¬
нералы, как ставролит, дистен и андалузит, разрушаются при диагенезе. В ито¬
ге Г. Визендер пришел к выводу о необходимости построения следующих рядов
устойчивости отдельно для выветривания и диагенеза (устойчивость возрастает
сверху вниз):
Рассмотрение поведения породообразующих минералов при выветривании
позволяет сделать некоторые предположения о причинах их устойчивости.
Все породообразующие минералы, попадая в зону гипергенеза, существенно
отличающуюся от условий их возникновения, являются объектом гипергенного
преобразования. Можно говорить лишь о степени устойчивости минералов ис¬
ходных пород. Устойчивость минералов при выветривании будет отличаться от
устойчивости по отношению к другим процессам (литогенез, катагенез) в при¬
поверхностных частях литосферы. Генезис минерала не определяет его устойчи¬
вость. С одной стороны, такие минералы, как магматогенный оливин, метамор¬
фический кордиерит и осадочный сидерит, одинаково энергично преобразуются
в коре выветривания. С другой стороны, один и тот же минерал (например, маг¬
матогенный, метаморфический и осадочный кальцит), но образующийся в раз¬
Выветривание
Диагенез
1 Оливин
2 Авгит, апатит, роговая обманка
3 Гранат
4 Эпидот
^ Силлиманит
6 Ставролит, дистен, андалузит
7 Турмалин, циркон, рутил
1 Оливин
2 Авгит, роговая обманка
3 Эпидот
4 Силлиманит, дистен
5 Андалузит, ставролит
6 Апатит
7 Гранат
8 Турмалин, циркон, рутил
242
Часть /. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
личных условиях, будет вести себя в процессе гипергенеза совершенно одинако¬
во независимо от его генезиса.
Можно предположить, что важным фактором устойчивости минералов исход¬
ных пород в зоне гипергенеза является их кристаллическое строение. Оконча¬
тельно этот вопрос в настоящее время решен быть не может, однако гиперген¬
ная устойчивость магматогенных силикатов свидетельствует об определяющем
значении их кристаллохимической структуры. Наиболее устойчивы минералы,
кристаллохимическая струюура которых представлена сложными трехмерными
сочетаниями апюмокремнекислородных тетраэдров, соединенных ионами щело¬
чей. Далее в последовательности убывающей устойчивости выделяются минера¬
лы с листовыми двухмерными структурами (слюды), двойными цепочками крем¬
некислородных тетраэдров (амфиболы), одинарными цепочками (пироксены) и
наименее устойчивые минералы, кристаллохимическую структуру которых об¬
разуют изолированные кремнекислородные тетраэдры, соединяющиеся ионами
железа и магния (оливин). Наиболее устойчив при гипергенезе кварц, состоящий
из сплошного каркаса кремнекислородных тетраэдров.
Если устойчивость минералов при выветривании определяется их кристал¬
лохимической структурой, то закономерности гипергенного преобразования по¬
лучают энергетическое обоснование. Основы геоэнергетической теории были
заложены А.Е. Ферсманом [1937]. Согласно геоэнергетическим представлениям,
каждая кристаллохимическая структура характеризуется определенным коли¬
чеством энергии. Энергия кристаллической решетки складывается из величин,
вносимых каждым ионом при образовании структуры. Эти величины были назва¬
ны А.Е. Ферсманом энергетическими константами (сокращенно ЭК) ионов. Они
вычисляются приближенно для катионов: 3K=W/2R-0,75(R+0,20). Для анионов:
3K=W/2R, где W - валентность, R - ионный радиус. Величина ЭК выражена в
условных единицах. Умножив величину ЭК на коэффициент А. Капустинского,
равный 256,1, получаем размерность в килограмм-калориях.
Высказано предположение, что устойчивость минерала при выветривании
возрастает с увеличением энергии его кристаллохимической структуры. Соглас¬
но И.И. Гинзбургу, энергия связи породообразующих минералов в расчете на 24
атома кислорода составляет (в килограмм-калориях): для серпентина - 29 440,
оливина - 29 796, биотита - 30 475, нефелина - 31 860, роговой обманки - 31 883,
анортита - 31 935, пироксена - 32 344, мусковита - 32 492, ортоклаза -34 266,
альбита - 34 335. Некоторые отклонения от фактической последовательности
степени устойчивости (например, большая устойчивость анортита по сравнению
с роговой обманкой и биотитом), по-видимому, объясняются приближенностью
расчетных формул.
В последнее время для анализа энергетики процессов выветривания привле¬
каются принципы термодинамики и физической химии [Бугельский, 1962; Гинз¬
бург, 1963а; Перельман, 1965; Ермолаев, 1966; Летников, 1966].
Глава II
РАСПРОСТРАНЕННЫЕ НОВООБРАЗОВАННЫЕ
МИНЕРАЛЫ КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Каждый минерал представляет собой образование, возникновение которого
происходит лишь во вполне определенных условиях. Вне системы этих условий
состояние минерала будет в той или иной степени неустойчивым. С этим мы
познакомились при обзоре свойств и поведения при выветривании распростра¬
ненных породообразующих минералов изверженных, метаморфических и оса¬
дочных пород. Можно априорно предполагать, что кора выветривания должна
характеризоваться некоторыми специфическими минералами, возникающими в
условиях гипергенеза. Изучение этих минералов совершенно необходимо для
познании коры выветривания.
Минеральный состав коры выветривания необычайно сложен. В нем отраже¬
ны как остатки минералов исходных пород, так и продукты их гипергенного пре¬
образования. Последнее осуществляется, как правило, постепенно, в результате
закономерного возникновения последующих минералов на месте предыдущих.
Этот принцип стадийности гипергенного преобразования минералов, установ¬
ленный К.Д. Глинкой [1906], был дополнен А.Е. Ферсманом [1914], констатиро¬
вавшим мутабильность1 минералов коры выветривания. С геоэнергетических по¬
зиций это явление представляет собой своеобразное приспособление к условиям
выветривания - преобразование кристаллических структур в их разновидности с
численно минимальной энергией решеток [Гинзбург, 19636].
Стадийная эволюция минералов при выветривании не исключает явлений
синтеза новообразованных минералов, формирующихся из наиболее геохими¬
чески подвижных химических элементов.
В результате близости термодинамических условий гипергенеза, с одной сто¬
роны, и литогенеза и катагенеза, с другой, некоторые минералы, типичные для
коры выветривания, возникают также в обстановках развития двух последних
процессов.
Минералы кремнезема. Халцедон образуется в определенных условиях в
зоне гипергенеза, хотя этот минерал особенно характерен для процессов диаге¬
неза и катагенеза. Он образует металлоидные стяжения, выполнения пустот или
1 Mutation (лат.) - изменение, перемена; mobilis (лат.) - подвижный.
244
Часть /. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
метасоматически замещает некоторые минералы (серпентин, кальцит и др.). Под
микроскопом в скрещенных николях видно характерное для халцедона волокни¬
стое и радиально-волокнистое строение.
Халцедон является распространенным минералом кремнистых осадочных по¬
род, а также слагает основную массу так называемых кремней - диагенетических
стяжений в толще карбонатных пород. В условиях ландшафтов умеренной зоны
халцедон довольно устойчив к выветриванию. Поэтому он встречается в осадоч¬
ных и рыхлых континентальных отложениях. В частности, на площади развития
каменноугольных известняков Русской равнины халцедон переполняет крупные
фракции четвертичных отложений.
Опал довольно распространен в осадочных отложениях преимущественно
в качестве эпигенетического минерала. В виде цемента он присутствует в песча¬
никах, входит в состав кремнистых отложений (трепел, опоки), образует вместе с
халцедоном псевдоморфозы по органическим остаткам. Опал - типичный гипер¬
генный минерал. Он встречается как в различных видах древней и современной
коры выветривания, так и в зоне окисления рудных месторождений; особенно
распространен в древней коре выветривания ультраосновных пород. В современ¬
ной коре выветривания опал в значительных количествах выявлен в условиях
жарких аридных ландшафтов. Здесь он выпадает из грунтовых (литомарж Ин¬
дии) или поверхностных вод (стяжения опалов в пустыне Намиб).
Принято считать, что естественная эволюция минералов кремнезема может
быть представлена схемой: опал-халцедон-кварц. Следует отметить, что этот
процесс требует весьма длительного времени и, по-видимому, особых условий.
Во всяком случае переход опала в кварц не имеет широкого развития в современ¬
ной коре выветривания.
Минералыокисижелеза. Гематит(Fe203)игидрогематит(Fe203*H20)
исключительно широко распространены в древней коре выветривания докемб-
рийского и нижнепалеозойского возраста. Так, например, в нижнепалеозойской
коре выветривания джеспилитов района Курской магнитной аномалии гематит
и гидрогематит являются главными минералами. В большом количестве гидро¬
гематит содержится в мезозойской и отчасти палеогеновой коре выветривания.
В тех горизонтах коры выветривания, где начинаются процессы гидролиза и
окисления, выделения гидрогематита замещают первичные минералы или вы¬
полняют пустоты и мелкие трещины в породе. Основная масса гидрогематита
обычно находится в самом верхнем горизонте древней коры выветривания в виде
скоплений и конкреций различной формы.
Чрезвычайно широко в зоне гипергенеза распространены гётит (FeO-OH) и
гидрогётит (FeOOHnH20). Эти минералы являются важнейшими гиперген¬
ными новообразованиями коры выветривания рудных месторождений и имеют
значение как поисковый признак. Они составляют основную массу бурых желез¬
няков. В древней коре выветривания гидрогётит обычно сопутствует гидрогема¬
титу. В современной коре выветривания формы проявления гидрогётита весьма
Глава II. Распространенные новообразованные минералы коры выветривания
245
многообразны. Многие исследователи отмечают, что он типичен для гипергенеза
в условиях гумидных ландшафтов умеренного пояса. В этих условиях гидрогё-
тит образует рыхлые скопления, массивные пропластики, конкреции различной
формы. Гипергенный гидрогётит метасоматически замещает дисперсные гид¬
рослюдистые минералы и корродирует кварц. В аридных районах образование
гидрогётита имеет более ограниченное распространение, будучи локализовано
определенными участками супераквальных ландшафтов.
Аморфная гидроокись железа, имеющая подчиненное значение
в составе древней коры выветривания, повсеместно образуется в современных
гумидных ландшафтах в виде ржаво-бурых сгустков по берегам ручьев, рек и
озер, радужных пленок на поверхности застойных вод. Аналогичные образова¬
ния содержатся в толще преобразуемых пород в виде пленок, мелких скоплений,
а также входят в состав своеобразных трубчатых конкреций - роренштейнов.
В песчаных толщах характерны проявления ритмического выпадения гидрооки¬
си железа при диффузии через пористую среду.
Минералы группы гидроокислов марганца - обычные компоненты не¬
которых осадочных горных пород. Пиролюзит (Мп02) и псиломелан
(mMnOnMnO,-pH20) составляют значительную часть руд известных осадочных
месторождений марганца - Никопольского, Чиатурского, Полуночного. В настоя¬
щее время происходит образование марганцевых конкреций на дне Балтийского,
Баренцева и Белого морей. В зоне окисления сульфидных месторождений обыч¬
ны землистые скопления и дендриты гидроокислов марганца. В древней коре
выветривания минералы гидроокислов марганца обычно приурочены к верхней
части профиля площадной коры выветривания основных и ультраосновных по¬
род. Для коры выветривания ультраосновных массивов, содержащих кобальт и
никель, типичны асболаны.
В новейшей коре выветривания гидроокислы марганца весьма типичны для
гумидных ландшафтов. В условиях таежно-подзолистых ландшафтов гидроокис¬
лы марганца образуют цемент песчаников, пленки, конкреции. Интересен факт
замещения марганцевыми новообразованиями дисперсных гидрослюд и обло¬
мочных минералов вплоть до кварца.
Минералы свободного глинозема. Среди различных соединений алюминия
наибольшей растворимостью обладают сульфаты этого металла. Поэтому при
гипергенезе сульфидных месторождений часто вовлекаются в миграцию значи¬
тельные количества алюминия. В коре выветривания распространенных горных
пород алюминий мигрирует преимущественно в виде золей гидроокиси. Установ¬
лено, что возникновение коллоидных гидроокислов алюминия связано преиму¬
щественно с выветриванием силикатов, однако процесс и условия образования
гидроокислов алюминия в зоне гипергенеза недостаточно изучены. Золи гидро-
окислов алюминия коагулируют в широком интервале значений pH. Поэтому при
наличии достаточного количества золей гидроокиси алюминия в коре выветрива¬
ния может возникать гиббсит (гидраргиллит - А1(ОН)3).
246
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
Алюминий в значительном количестве выносится за пределы материков и
накапливается в осадочных породах. Осадочные горные породы, обогащенные
окислами и гидроокислами алюминия, называются бокситами. Бокситы, соглас¬
но Ю.К. Горецкому, формировались в озерно-болотных и лагунных условиях.
Озерные бокситы близки к озерным бобовым рудам. Работами Н.И. Горбунова,
И.И. Гинзбурга, А.П. Никитиной, Н.А. Лисициной, М.Н. Яковлевой, М.М. Ермо¬
лаева и других исследователей установлено присутствие гиббсита в корах вывет¬
ривания различного возраста на территории СССР. Особенно значительные коли¬
чества гиббсита образуются при выветривании основных изверженных пород.
Другие минералы группы гидроокислов алюминия (диаспор, бемит), харак¬
терные для бокситов, подвергшихся воздействию регионального метаморфизма,
в зоне гипергенеза встречаются реже гидраргиллита.
В коре выветривания распространенных горных пород довольно часты но¬
вообразования фосфатов железа, возникновение которых типично для супера-
квапьных условий гумидных и семигумидных ландшафтов. В тропических лан¬
дшафтах в условиях обильного скопления богатого фосфором органического
вещества (например, гуано) возникают новообразования фосфатов алюминия.
В коре выветривания редкометальных месторождений формируются многочис¬
ленные фосфаты различных металлов, часто имеющие яркую окраску (зеленую,
желтую, голубую и др.) и являющиеся важным поисковым признаком.
Вивианит (3Fe0-P205-8H20) возникает при наличии фосфорной кислоты
в обстановке дефицита кислорода. Поэтому его новообразования часто приуро¬
чены к захороненным органическим остаткам (кости, бивни и т.п.), находящимся
ниже уровня грунтовых вод. Наиболее широко распространен вивианит на учас¬
тках энергичного воздействия грунтовых вод (низинные болота, притеррасные
части поймы). В этих условиях он образует белесые, светло-серые скопления.
Будучи извлеченным на поверхность, вивианит на протяжении нескольких минут
превращается в окисно-закисный фосфат ярко-синего цвета.
Бета-керченит (5Fe02Fe203-3P2Os-23H20) представляет собой продукт
изменения вивианита, в котором окислена почти половина атомов железа. Он об¬
разуется при свободном доступе кислорода к скоплениям вивианита вследствие
понижения уровня грунтовых вод или механического перемещения грунтовых
масс. Окисление части железа сопровождается появлением яркой голубовато-си¬
ней окраски. Бета-керченит во влажных условиях на протяжении нескольких ме¬
сяцев превращается в полностью окисный фосфат. В сухих условиях (например,
в комнате, музее и пр.) минерал может сохраняться долгие годы.
Босфорит (3Fe203-2P2Os-16Н20)- продукт полного окисления гипергенных
закисных и закисно-окисных фосфатов. Он образует грязно-желтоватые рыхлые
землистые массы, развивающиеся по скоплениям ярко-синего бета-керченита.
Фосфористый лимонит (mFe203-nP205-pH20) представляет собой ко¬
нечный продукт преобразования фосфатов в виде рыхлых ноздреватых скопле¬
ний красно-бурого цвета.
Глава II. Распространенные новообразованные минералы коры выветривания
247
Минералы группы вивианита - хороший пример стадийного гипергенного
преобразования - от начального фосфата закиси железа до фосфористого лимо¬
нита. Начальные стадии преобразования характеризуются прогрессивным окис¬
лением закиси железа. При этом количество железа, фосфатного аниона и связан¬
ной воды остаются постоянными. Это хорошо видно, если сделать пересчет на
количество фосфатного аниона, равное единице:
Вивианит - 3Fe0-P205-8H20
Бета-керченит -1,7FeO0,7Fe2O3-3P2O5-8H2O
Босфорит- l,5Fe203-P205-8H20.
Дальнейшее развитие процесса приводит к разрушению фосфата и прогрес¬
сивному выносу фосфора.
Карбонаты - одни из наиболее характерных новообразований зоны гиперге-
неза. Среди них преобладают карбонаты щелочноземельных элементов. На при¬
мере гипергенных карбонатов особенно ярко проявляются роль и значение жиз¬
ни для образования коры выветривания. Можно сказать, что подавляющая масса
карбонатов зоны гипергенеза обязана своим происхождением жизнедеятельно¬
сти организмов. Однако образование карбонатов как непосредственная функция
организмов имеет в коре выветривания довольно скромное значение. Таковы
известковые накопления бактерий в поверхностных водах. Основная масса ги¬
пергенных карбонатов возникает в результате сложных химических и главным
образом физико-химических процессов, но условия протекания этих процессов и
в значительной мере исходные соединения обусловлены деятельностью живого
вещества.
Для явлений разрушения и образования карбонатов важнейшее значение
имеет концентрация углекислоты в жидкой фазе, в свою очередь зависящая от
абсолютного содержания С02 в газовой фазе, температуры и давления. Двухва¬
лентные основания, взаимодействуя в воде с углекислотой, образуют главным
образом бикарбонаты. Растворимость последних значительно выше, чем карбо¬
натов. При удалении из растворов углекислоты происходит распад бикарбонатов.
В результате создаются условия перенасыщения раствора карбонатами, которые
выпадают в виде гелеобразных осадков. Коллоидные явления при возникнове¬
нии карбонатов в зоне гипергенеза более распространены, чем случаи спокойной
кристаллизации.
В древней коре выветривания гипергенные карбонаты особенно характерны
для ультраосновных пород. Здесь карбонаты магния и кальция замещают оливин
и продукты его эпигенетического и гипергенного преобразования.
В новейшей коре выветривания карбонаты типичны для аридных ландшаф¬
тов, причем в этом случае как в элювиальных, так и в супераквальных условиях
резко преобладает кальцит. Для выветривания в гумидных ландшафтах образова¬
ние карбонатов мало характерно и совершается лишь в супераквальных условиях
в обстановке дефицита кислорода. Здесь возникают сидерит (FeC03) и родохро¬
зит (МпС03), неустойчивые в обстановке достаточного количества кислорода.
248
Часть /. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
Кальцит (СаС03). Широкое распространение в коре выветривания и мно¬
гообразие морфологии в зависимости от ландшафтно-геохимических условий по¬
зволяют считать кальцит одним из типоморфных минералов зоны гипергенеза.
В древней коре выветривания минерал встречается в виде мелких скоплений
и тонких мелкокристаллических прожилок.
В новейшей коре выветривания новообразования кальцита в виде различных
конкреций широко распространены в аридных ландшафтах. В супераквальных
условиях формируются мощные кальцитовые скопления в виде крупных стяже¬
ний, глыб и протяженных пластов. Подобные образования особенно типичны для
гидроморфного плиоценово-нижнечетвертичного гипергенеза. Характерная осо¬
бенность кальцитовых новообразований - гипергенный метасоматоз; замещению
подвергаются в первую очередь тонкодисперсные глинистые минералы.
Своеобразной разновидностью гипергенного кальцита является люблинит.
Новообразования люблинита распространены в современной коре выветривания
семиаридных ландшафтов. Люблинит имеет игольчатый облик благодаря очень
сильной вытянутости кристаллов вдоль ребра основного ромбоэдра. Иголочки
люблинита рассеяны в массе междуречных суглинков либо, войлокообразно пере¬
плетаясь, образуют белые пленки по структурным поверхностям этих суглинков.
Арагонит представляет собой ромбическую модификацию карбоната
кальция. Это распространенный биогенный минерал; им сложены полностью
или частично раковины моллюсков. В древней коре выветривания ультраоснов-
ных пород Урала арагонит образует шестоватые агрегаты, радиально-лучистые
конкреции и натечные формы в средней части профиля. В современной коре вы¬
ветривания он иногда встречается в составе обломочного материала; указания о
новообразовании арагонита в черноземах ошибочны.
Доломит (Са, Mg)C03. Образование этого минерала весьма широко осу¬
ществляется при литогенезе, но в условиях гипергенеза он довольно редок. Это
лишний раз иллюстрирует отличие литогенеза от гипергенеза.
В древней коре выветривания доломит распространен на площади серпенти-
нитовых массивов Урала. Здесь он образует мелкокристаллические выделения и
крупные скопления концентрической структуры, а также замещает серпентин и
магнезит. В свою очередь доломит замещается опалом и халцедоном. В совре¬
менной зоне гипергенеза образование доломита происходит в очень небольшом
количестве в супераквальных условиях аридных ландшафтов в обстановке при¬
тока карбонатных вод.
Сода (Na2CO3-10H2O). Возникновение соды в зоне гипергенеза происходит
в супераквальных условиях аридных ландшафтов. Следует отметить, что сода
- редкий минерал. Далеко не во всякой обстановке, характеризующейся присутс¬
твием натрия и С03 в водных вытяжках из коры выветривания, может образовать¬
ся минерал состава NajCOj- 10Н2О.
Отчасти это обусловлено высокой растворимостью карбоната натрия
(178 г/л), а также обменными реакциями в процессе эволюции водных растворов.
Глава //. Распространенные новообразованные минералы коры выветривания
249
Поэтому в так называемых содовых солончаках, как правило, минерал отсутс¬
твует. В СССР сода в твердой фазе обнаружена в нескольких солончаках и озерах
Илийской долины [Посохов, 1955]. Она образуется в зимнее время в виде при¬
меси к хлоридно-сульфатным скоплениям. За рубежом сода отмечена в озерах
Восточной Африки, в пустыне Гоби, Долине Смерти (США) и др.
Гипс (CaS04-2H20). Среди проявлений третичного аридного гипергенеза из¬
вестны крупные псевдоромбоэдрические кристаллы, друзы и конкреции гипса в
районах Южного Казахстана и Средней Азии.
В современной зоне гипергенеза новообразованный гипс встречается, начи¬
ная с лесостепной зоны, однако наибольшего содержания и разнообразия он до¬
стигает в ландшафтах пустынь.
В условиях резко аридных тропических и субтропических ландшафтов со¬
хранились гипсовые новообразования плиоценово-нижнечетвертичного гидро-
морфного гипергенеза (шестоватый гипс). В пределах СССР такие образования
встречаются в Средней Азии и в аридных районах Закавказья, а за рубежом - на
Ближнем Востоке и в Северной Африке.
Своеобразная остаточная гипсовая кора выветривания сформирована на гла-
уберитовых отложениях палеогоново-миоценового возраста в межгорных впади¬
нах Тянь-Шаня [Щербина, 1956].
Целестин (SrS04) - характерный минерал плиоценово-нижнечетвертично¬
го гидроморфного гипергенеза аридных ландшафтов Средней Азии и Южного
Казахстана. Особенно типична парагенетическая ассоциация целестина с ше-
стоватым гипсом. Интересно, что среди современных гипсовых новообразований
целестин не обнаружен.
Группа водорастворимых сульфатов и хлоридов. Минералы этой группы
своим генезисом тесно связаны с поверхностными и грунтовыми водами и поэ¬
тому мало характерны для элювиальных условий аридных ландшафтов. На водо¬
раздельных пространствах сульфаты и хлориды образуют солевые выцветы, при¬
уроченные к депрессиям рельефа или к склонам, на которых иссякает верховод¬
ка. В последнем случае образуется своеобразный солевой пролювий. Обильны и
разнообразны водорастворимые сульфаты и хлориды в супераквальных услови¬
ях аридных ландшафтов. Преобладающими минералами в этой группе являют¬
ся мирабилит (Na2SO4-10H2O), тенардит (Na2S04) и галит (NaCl), реже
встречаются эшеомит (MgS04-7H20), астраханит (Na2Mg(S04)2-4H20),
гл ay б е р и т (Na2S04-CaS04) и др.
Силикаты. В зоне гипергенеза силикаты распространены не менее, чем в
изверженных породах. Однако гипергенные силикаты резко отличаются от гало¬
генных своим кристаллохимическим строением и свойствами. Особенно типич¬
ны для зоны гипергенеза так называемые глинистые минералы.
Гипергенные силикаты представлены преимущественно кристаллическими
образованиями. В начале XX в. в связи с увлечением достижениями коллоидной
химии значение аморфных силикатов в коре выветривания было переоценено.
250
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
Широко распространенным мнением было представление о коре выветрива¬
ния как о “царстве гелей”. Критика этих взглядов и представлений была дана
К.Д. Глинкой [1906,1908,1910]. В настоящее время установлено резко подчинен¬
ное значение гелевых (“коллоидных”) силикатов в зоне гипергенеза, хотя многие
гипергенные силикаты с кристаллической структурой имеют размеры коллоид¬
ных частиц (десятые доли микрона и менее). Подобные образования описывают¬
ся под названием метаколлоидов [Чухров, 1955], коллоидно-дисперсных минера¬
лов [Седпецкий, 1948] или высокодисперсных минералов [Горбунов, 1963].
Наиболее важное свойство тонкодисперсных минералов - сорбция, то есть
способность к избирательной концентрации на поверхности ионов с противо¬
положным электрическим зарядом или молекул определенного строения. Это
свойство обусловлено весьма мелкими размерами гипергенных силикатов и, сле¬
довательно, большой удельной поверхностью, а также особенностями кристал¬
лохимической струюуры этих минералов.
Тонкодисперсные гипергенные силикаты представляют собой своеобразную
парагенетическую ассоциацию. С одной стороны, тонкодисперсные силикаты
являются устойчивыми образованиями для зоны гипергенеза. Установлено, что
галогенные минералы, даже такие устойчивые, как кварц, легко разрушаются,
будучи измельченными до величины дисперсных силикатов. Поэтому фракция
частиц менее микрона содержит ничтожную примесь самого распространенного
породообразующего минерала- кварца. На этом основании можно сделать вывод,
что дисперсные силикаты устойчивее кварца. С другой стороны, тонкодиспер¬
сные силикаты легко разрушаются в процессе гипергенеза. Так, например, при ги¬
пергенном метасоматозе замещение тонкодисперсных силикатов осуществляется
значительно энергичнее, чем замещение обломочных галогенных минералов.
Гипергенным высокодисперсным силикатам свойственна слоистая кристал¬
лохимическая структура. По типу ее строения гипергенные силикаты подраз¬
деляют на две группы. К группе двухслойных силикатов относятся минералы,
структура которых представляет собой сочетание двухслойных пакетов. Один
слой их сложен кремнекислородными тетраэдрами, другой - алюмогидроксиль-
ными октаэдрами. Кристаллохимическая структура трехслойных дисперсных си¬
ликатов представляет собой сочетание трехслойных пакетов. В каждом пакете
слой алюмогидроксильных октаэдров ограничен с обеих сторон слоями кремне¬
кислородных тетраэдров. При бесконечном повторении кремнекислородные слои
имеют состав Si4O(0, а апюмогидроксильные слои - А12ОН6. Часть кремния в чет¬
верной координации может замещаться алюминием, а алюминий в шестерной
координации- железом и магнием. Пакеты могут соединяться между собой или
непосредственно, или ионами с большим радиусом.
Гипергенные силикаты многочисленны и разнообразны. С подробным опи¬
санием их минералогии можно познакомиться в монографиях И.И. Гинзбурга и
И.А. Рукавишниковой [1951], Ф.В. Чухрова [1955], Р.Е. Грима [1959]. Ниже приве¬
дена характеристика наиболее распространенных гапергенных силикатов.
Глава //. Распространенные новообразованные минералы коры выветривания
251
Каолинит - AI4(OH)g-[Si4O|0] - характеризуется кристаллохимической
структурой, состоящей из двухслойных пакетов. Каждый пакет сложен из слоя
кремнекислородных тетраэдров и слоя апюмогидроксильных октаэдров (рис. 1);
Межплоскостное расстояние не увеличивается при насыщении каолинита эти¬
ленгликолем.
В древней коре выветривания каолинит является распространенным минера¬
лом. Он метасоматически развивается по полевым шпатам, слюдам, в отдельных
случаях корродирует кварц. Особенно значительны его скопления в коре вывет¬
ривания пород, богатых полевыми шпатами. Выделяют элювиальные и переот-
ложенные каолиновые глины. Каолиновые глины древней коры выветривания
распространены во многих районах Советского Союза (Урал, Украина, Казахстан
и др.) и за рубежом.
Для новейших процессов выветривания каолинит менее типичен. В умерен¬
ном и холодном поясах Северного полушария не обнаружено ландшафтно-гео¬
химических обстановок, в которых происходит образование каолинита в значи¬
тельном количестве. В континентальных отложениях четвертичного возраста
каолинит - второстепенный минерал и часто отсутствует. В красноцветных рых¬
лых покровных отложениях тропиков и субтропиков он присутствует в большом
количестве.
Галлуазит. Галлуазиты представляют собой тонкие смеси металлуазита
-AI4(OH)g[Si4OJ и энделлита-AI4(OH)g[Si4OJ-2H20.
Кристаллохимическое строение галлуазитовых минералов представляется в
следующем виде: двухслойные пакеты типа каолинита разделяются слоями мо-
«Ф,
Каолинит
оЦэ-Ао
Энделлит Мусковит Монтмориллонит Хлорит
О О О ОН • Si * Si-AI О AI Ф Ak-Мд О Щелочные
металлы
Рис. 1. Схемы кристаллохимической структуры гипергенных силикатов
252
Часть /. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
лекул воды (см. рис. 1). Межплоскостное расстояние составляет около 10 А. Под
электронным микроскопом в прозрачных препаратах видно, что частицы галлуа-
зита имеют вытянуто-пластинчатое или игольчатое строение. Предполагают, что
это тонкие трубочки, в которые свернуты дисперсные чешуйки.
Галлуазиты весьма распространены в древней коре выветривания, где их ча¬
сто принимают за каолиновые глины. Они образуются как на кислых, так и на
основных и ультраосновных породах. Обычно развиваются по полевым шпатам
и хлоритам, частично - по роговым обманкам. В значительном количестве галлу-
азит присутствует в осадочных отложениях, образованных за счет переотложения
материала древних кор выветривания. Часто содержит повышенные количества
металлов - меди, хрома, никеля.
Ферригаллуазит- (Al, Fe)203Si02nH20. Название не совсем удачное,
так как минерал существенно отличается от галлуазита. Под электронным мик¬
роскопом видно, что ферригаллуазиты не имеют игольчатых форм, типичных для
галлуазитов, а представлены чешуйками неправильных очертаний.
Ферригаллуазиты типичны для древней коры выветривания основных и уль¬
траосновных пород, где они содержатся преимущественно в охристом горизон¬
те. Минерал группы ферригаллуазита - фаратзигит - довольно часто встречает¬
ся в зоне окисления рудных месторождений. Минералы труппы ферригаллуази¬
та входят в состав железистых новообразований (ортштейнов, ортзандов и т.п.).
Многочисленность разновидностей ферригаллуазитов обусловлено значитель¬
ным количеством различных примесей в этих минералах, состав которых непос¬
тоянен.
Монтмориллонит. Этот минерал представляет собой типичный трех¬
слойный гипергенный силикат. Особенностью монтмориллонита является раз¬
деление трехслойных пакетов слабо связанной водой (см. рис. 1). Межпакетное
расстояние после насыщения глицерином увеличивается до 17 А, что используют
для рентгеноструктурной диагностики. Структурная формула типичного монт¬
мориллонита- А12(ОН) 2[Si4O|0] nH2O. Однако кремний в четверной координации
может замещаться алюминием, а алюминий в шестерной координации - магни¬
ем, железом, никелем, цинком, медью и др.
Особенности кристаллохимического строения монтмориллонита обуслов¬
ливают его характерные свойства - набухание и высокую сорбционную способ¬
ность. Вхождение воды в межпакетное пространство вызывает значительное
увеличение объема монтмориллонита. Большая внутренняя поверхность (повер¬
хность пакетов) обусловливает большую емкость поглощения, превышающую
емкость поглощения всех других гипергенных силикатов.
Бейделлит - Al2(OH)2[AlSi3O|0]nH2O - представляет собой монтморилло¬
нит, в котором около одной позиции кремния замещено алюминием.
Монтмориллонит и бейделлит широко распространены в коре выветривания
основных, частично ультраосновных пород и особенно вулканических туфов.
Согласно И.И. Гинзбургу и И.А. Рукавишниковой [1951], темноцветные мине¬
Глава II. Распространенные новообразованные минералы коры выветривания
253
ралы (пироксены, амфиболы, эпидоты) при выветривании большей частью дают
бейделлит, а основные плагиоклазы - монтмориллонит. Весьма распространены
монтмориллонитовые глины в осадочных отложениях в качестве переотложен-
ных продуктов выветривания и литогенеза вулканических пеплов в слабощелоч¬
ных водоемах.
Нонтронит - (Fe, AI)2(OH)2[Si4Ol0]-nH2O - рассматривают как монтморил¬
лонит, в котором значительная часть алюминия в октаэдрических слоях замещена
железом.
Нонтронит - типичный гипергенный минерал, возникающий при выветрива¬
нии железосодержащих силикатов; особенно характерен для коры выветривания
основных и ультраосновных пород. В условиях усиленного атмосферного увлаж¬
нения происходит разрушение нонтронита в результате процесса гидролиза. При
этом гидроокись железа относительно накапливается, а кремнезем выносится
(явление обохривания нонтро-нитов).
Гидрослюды. Минералы этой группы составляют большую часть диспер¬
сных силикатов зоны гипергенеза.
Кристаллохимическая структура гидрослюд как бы занимает переходное по¬
ложение между структурой светлых (глиноземистых) слюд и структурой монтмо¬
риллонита (см. рис. 1). Гидрослюды обладают трехслойными пакетами, которые
соединяются между собой ионами калия и гидроксония (Н30). Величина меж¬
плоскостного расстояния гидрослюд около 10 А. При насыщении глицерином
эта величина существенно не изменяется. Структурная формула гидрослюд -
[K2(H3O)]AI2(OH)2[AlSi3O|0].
При этом алюминий в октаэдрических позициях может замещаться магнием
и железом (преимущественно трехвалентным). Калий в небольшом количестве
может быть замещен катионами с большим ионным радиусом, например натрием
или кальцием.
Таким образом, гидрослюды можно рассматривать как продукт гипергенно¬
го преобразования слюд, причем основное в этом преобразовании - замещение
ионов щелочей гидроксонием. Поэтому слабопреобразованные (то есть сохра¬
нившие большую часть щелочей) минералы этой группы называют гидробиоти¬
тами и гидромусковитами. Гидрослюды, у которых 50% позиций межпакетных
щелочных ионов замещено гидроксонием, называют иллитом. Для более сильно
измененных гидрослюд специального названия не предложено. Подобно поня¬
тию «полевые шпаты» понятие «гидрослюды» включает в себя целую серию ми¬
нералов. Поэтому естественно, что различные минералы этой серии отличаются
условиями генезиса. Некоторые гидрослюдистые минералы возникают вне зоны
гиперге-неза.
Возникновение своеобразных минералов типа гидрослюд происходит при
формировании осадочных отложений в определенных условиях. Примером по¬
добных минералов является глауконит, состав и строение которого напоминают
биотит, однако в глауконите часть калия замещена гидроксонием.
254
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
Гидрослюды весьма распространены в древней коре выветривания, а среди
дисперсных силикатов новейших континентальных отложений они составляют
преобладающую часть. Изучение дисперсных гидрослюд из рыхлых поверхно¬
стных отложений имеет важное значение, поскольку эти минералы определяют
многие геохимические особенности гипергенеза. Дисперсные гидрослюды, вы¬
деленные во фракции менее микрона, имеют бурый цвет различных оттенков.
Именно они придают континентальным четвертичным отложениям специфиче¬
ский буроватый цвет, позволяющий легко отличать их от более древних образо¬
ваний.
Для дисперсных гидрослюд весьма характерно наличие отдельных монтмо-
риллонитовых прослоев.
Дисперсные гидрослюды из четвертичных отложений отличаются высокой
степенью замещения калия гидроксонием - от 70 до 90% позиций.
Группа хлоритов. Минералы этой группы по своему химическому
составу представляют собой водные силикаты магния и железа, содержащие
переменные количества алюминия. Состав и строение этих минералов весьма
сложны.
Хлориты широко распространены в качестве продуктов эпигенетического
преобразования изверженных пород, регионального гидротермального метамор¬
физма (хлоритовые сланцы, зеленокаменные породы) и гидротермального рудо-
образования. Железистые хлориты являются обычным минералом осадочных
горных пород и часто накапливаются в значительном количестве.
В зоне гипергенеза хлориты распространены повсеместно в нижних гори¬
зонтах древней коры выветривания средних, основных и ультраосновных пород.
В верхней части профиля древней коры выветривании они неустойчивы и быстро
разрушаются. Возможно, что значительную часть хлоритов следует рассматри¬
вать как результат катагенного минералообразования, а не гипергенеза.
Силикаты, не имеющие кристаллического строения. Ос¬
новная масса дисперсных силикатов зоны гипергенеза обладает кристаллической
структурой. Весьма мелкие размеры кристаллических индивидов, недоступные
изучению при помощи поляризационного микроскопа, способствовали представ¬
лению о преобладании гелей - “коллоидов”- в коре выветривания. Применение
методов более тонкого исследования - рентгеноструктурного и термохимическо¬
го анализа - позволило установить кристаллическое строение этих псевдоамор-
фных минералов.
Однако наряду со скрытокристаллическими образованиями в коре выветри¬
вания присутствуют действительно аморфные, некристаллические минералы.
Образование их происходит преимущественно в результате синтеза конечных
продуктов разрушения минералов исходных горных пород.
Аллофаноиды наиболее распространенная группа аморфных синтети¬
ческих дисперсных силикатов. Под ними подразумевают кремнеглиноземистые
водные гели с подчиненным содержанием других элементов. Химическая фор¬
Глава II. Распространенные новообразованные минералы коры выветривания
255
мула минералов этой группы - mSi02-nAl203-pH20. Идеальная формула аллофана
- AI203-Si02-nH20, однако равное содержание кремнезема и глинозема встречает¬
ся довольно редко. Помимо основных компонентов - кремния, алюминия и воды
- в аллофанах присутствует в результате соосаждения или последующей сорбции
большое количество различных примесей.
Глава III
УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ И МОРФОЛОГИЯ
КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
Биоклиматические факторы
Влияние климата на процесс выветривания в первую очередь обратило на
себя внимание исследователей. С климатом связано поступление энергии для
процессов выветривания и воды, являющейся необходимым условием большей
части реакций на поверхности Земли.
В XIX в. при систематизации геологических представлений определенное
внимание было уделено коре выветривания, которую геологи того времени отож¬
дествляли с почвой. Была высказана мысль об определяющем влиянии климата
на образование коры выветривания. Согласно климатической гипотезе, процесс
выветривания в условиях определенного климата развивается до определенного
состояния. Эта гипотеза, на первый взгляд не требовавшая специальных дока¬
зательств, легко завоевала широкую популярность. Известно, что даже учение
В.В. Докучаева о факторах почвообразования было воспринято как улучшенный
вариант климатической гипотезы.
Особенно резко заметно различие кор выветривания, находящихся в усло¬
виях тропического и умеренного климата. Один из исследователей тропической
коры выветривания, П. Фагелер [1935] писал: “Можно принять интенсивность
выветривания во влажных тропиках в десять (и выше) раз большей, чем в уме¬
ренной зоне. Иначе говоря, столетия, которые требуются для разложения минера¬
лов в почве умеренных, а тем более холодных зон, в жарком и влажном климате
превращаются в десятилетия...”. Естественно, что наиболее яркими выразител¬
ями климатической гипотезы были специалисты, изучавшие продукты выветри¬
вания в различных ландшафтных условиях, - Э. Бланк, Г. Гаррасович, П. Фагелер
и др. Подчеркивание роли климата для выветривания характерно также для работ
К.Д. Глинки.
Климатическая гипотеза была воспринята литологами, для которых вывет¬
ривание представляет не самостоятельный интерес, а важно лишь как исходный
момент истории образования осадочных отложений.
Глава Ш. Условия образования и морфология кор выветривания
257
А.Е. Ферсман подчеркивал большое значение климатической зональности
для ряда гипергенных процессов и наметил схему широтной геохимической зо¬
нальности материковых отложений (табл. 3).
Для гипергенного преобразования исходных пород требуется энергия. Она
необходима для полного разрушения кристаллохимической структуры одних и
глубокой перестройки других гипогенных минералов, для построения структур
синтетических гипергенных новообразований. Так, например, полное разруше¬
ние (на ионы) одной грамм-молекулы оливина требует затраты около 5 тыс. ккал,
альбита - 11,4 тыс. ккал.
По мнению Н.В. Белова и В.И. Лебедева [1957], наиболее распространенные
минералы коры выветривания - тонкодисперсные силикаты слоистой структуры
- обладают большим запасом энергии, чем гипогенные силикаты. Указанные ав¬
торы считают, что гипергенные глинистые минералы аккумулируют в зоне гипер-
генеза энергию, которая затем освобождается при перемещении этих минералов
на большую глубину, в условиях высокой температуры и давления.
Основным источником энергии на поверхности Земли является лучистая
энергия солнца. Приход солнечной радиации на поверхность Земли зависит от
угла падения солнечных лучей и возрастает от полюсов к экватору.
Поступающее количество энергии (радиационный баланс) в среднем состав¬
ляет 68 ккал/см2 в год. Эта цифра сильно меняется в различных географических
зонах. На территории России и сопредельных стран величина радиационного ба-
Таблица 3
Широтная геохимическая зональность (по [Ферсман, 1934])
Климат
Направление
Геохимия
Геохимическая
pH
растворов
процессов
концентрация
Арктическая
область
Нисходящие
(сухость)
Механические
смеси разрушений
Мало глин, илы,
пески, диатомиты
pH низкое
Средний
влажный
климат
Нисходящие
Смеси гидратов
А1203, Si02
Гидро¬
алюмосиликаты
Железные руды с Мп,
сапропели, обилие
гумуса
Глины
аллофанового ряда
рн
нейтральное
коллоидные
Пустынный
климат (низкая
влажность)
Восходящие
Разрушение
силикатов
Миграция Si02
Корки Si02, каолинит
Соли, корки загара
Fe, Мп
pH большое
Экваториальная
область
(тропики-
периодичность)
Нисходящие
Гидраты AI
Водные
алюмосиликаты
Эмиграция Si02
Боксит-латерит, руды
Fe, Мп, AI
Накопление Са, С03
Накопление Si02,
BaSO,
Смена
разных
величин pH
258
Часть /. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
ланса варьирует примерно от 10 до 50 ккал/см2 в год. В низких широтах поверх¬
ностная толща прогревается сильнее и на большую глубину.
Известно, что с повышением температуры возрастает энергия химических
реакций. Согласно правилу Вант-Гоффа, скорость химической реакции возраста¬
ет в 2-3 раза на каждые 10°С. Поэтому в различных районах в связи с неодинако¬
выми термическими условиями скорости химических реакции могут отличаться
в десятки раз. От температуры зависит растворимость газов в воде, процессы
коагуляции, сорбции, проявления механических свойств минералов.
Далеко не вся энергия, поступающая на поверхность почвы, может быть ис¬
пользована для химических и биологических реакций. Как бы долго ни подвер¬
гался термическому воздействию гранит, в нем не возникнут гипергенные мине¬
ралы при отсутствии среды для реакций - жидкой воды. Полнота использования
поступающей энергии зависит от степени увлажнения в аридных условиях. При
небольших атмосферных осадках, количество которых меньше величины испаре¬
ния, степень использования солнечной энергии очень мала. В условиях хорошего
увлажнения степень использования солнечной энергии резко возрастает.
Таким образом, в зависимости от степени атмосферного увлажнения среди
продуктов гипергенеза возникают две основные группы образований, а на повер¬
хности суши выделяются гумидные и аридные области выветривания. Следует
подчеркнуть, что размещение этих областей определяется конкретными геогра¬
фическими условиями континентов. Поэтому смена гумидных ландшафтов арид¬
ными может осуществляться в любом плане - от широтного до меридионального
- в отличие от четкой широтной зональности термических условий на равнинах.
В.Р. Волобуевым [1963] для современных ландшафтных условий установле¬
ны интервалы одинаковой относительной увлажненности, намечаемые ареалами
распространения почв одного типа. Границы между этими интервалами образуют
различные значения коэффициента относительной увлажненности (К), который
равен отношению суммы атмосферных осадков к величине испаряемости. Выде¬
лены следующие интервалы относительной увлажненности ландшафтов:
Области равного увлажнения (гидроряды)
Крайне сухие (А, АВ)
<0,20
Сухие (В, ВС)
0,20-0,40
Умеренно сухие (С, СД)
0,40-0,75
Умеренно влажные (Д, ДЕ)
0,75-1,20
Влажные (Е, EF)
1,20-1,95
Очень влажные (F, FG)
1,95-2,90
Особо влажные (G)
>2,90
В условиях одинаковой относительной увлажненности (то есть в пределах
одного гидроряда) затраты энергии на почвообразование и, по-видимому, на вы¬
ветривание возрастают с увеличением радиационного баланса.
Глава III. Условия образования и морфология кор выветривания
259
При низкой относительной увлажненности влияние изменения величины ра¬
диационного баланса сказывается слабым из-за ограниченного количества воды,
поступающей в зону гипергенеза. С увеличением увлажненности возрастает вли¬
яние величины радиационного баланса на выветривание. Так, например, аридные
условия существуют в некоторых районах Северо-Востока СССР и в сухих степях
Южного Казахстана. По количеству энергии, которое может быть использовано
для почвообразования и выветривания, эти районы различаются незначительно
(около 10 ккал/см2). В то же время поступление энергии (радиационный баланс) в
этих районах изменяется весьма заметно - от 20 ккал/см2 в год на Северо-Востоке
до 50-60 ккал/см2 на юге Казахстана. Если же обратиться к районам, расположен¬
ным примерно в таких же термических условиях, но хорошо увлажняемым, то
картина существенно изменится. При выветривании в Южной Карелии на про¬
цессы гипергенеза расходуется примерно 15 ккал/см2 в год, а в районе Северного
Кавказа - около 25 ккал/см2.
Степень использования поступающей энергии может быть охарактеризова¬
на отношением a=R/Q, где R - радиационный баланс, Q - количество энергии,
расходуемое на почвообразование. Величина этого отношения закономерно уве¬
личивается от аридных ландшафтов к гумидным (рис. 2). Следовательно, внутри
гумидиых и аридных областей можно выделить различные термические зоны.
На современном уровне знаний среди продуктов выветривания, сформиро¬
ванных в гумидных условиях, можно выделить гипергенные образования жарких,
умеренных и тундрово-нивальных условий. Критерии для разделения продуктов
аридного выветривания низких и высоких широт не установлены.
Степень увлажненности не только определяет интенсивность гипергенного
преобразования исходных пород, но и обусловливает миграцию подвижных хи¬
мических элементов и соединений. В условиях высокого атмосферного увлажне-
Q, ккал см^год a
радиационного баланса земной поверхности (R) в пределах гидроотрядов от А до F
a - коэффициент полноты использования радиационной энергии на почвообразование (по
[Волобуев, 1963])
260
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
ния кора выветривания формируется при наличии сплошного промывания вывет¬
риваемой толщи с удалением наиболее подвижных компонентов. Для аридных
условий типичен непромывной режим, затрудненность выноса подвижных хими¬
ческих элементов и накопление легкорастворимых соединений.
Значение климатических условий сказывается не только в их непосредствен¬
ном влиянии на выветривание. Не менее важна косвенная роль климатических
факторов, так как они в значительной мере регулируют биологические и почво¬
образовательные процессы.
При высокой относительной увлажненности происходит образование лесных
биоценозов. Этот тип растительности характеризуется огромной биомассой, из¬
меряемой тысячами центнеров сухого органического вещества на одном гектаре,
значительным опадом. По данным Л.Е. Родина и Н.И. Базилевич [1965], величина
опада бореальных лесов (тайги) составляет 35-55 ц/га сухого органического ве¬
щества, а вечно влажных тропических лесов - 250 ц/га. В почвах под покровом
гумидных лесов в результате преобразования органического вещества в большом
количестве возникают легкорастворимые агрессивные фульвокислоты и слабо-
полимеризованные гуминовые кислоты. Величина pH водной вытяжки этих почв
равна 4,5-5,5.
Интенсивность преобразования органического вещества влажных лесов воз¬
растает с увеличением радиационного баланса. Несмотря на то, что опад боре¬
альных лесов почти в десять раз меньше, чем в тропических лесах, разрушение
отмершего органического вещества в высоких широтах совершается неизмеримо
медленнее. Поэтому на поверхности таежных почв содержится 300-350 ц/га сла-
боизмененных растительных остатков, то есть в десять раз больше, чем на почвах
влажных тропических лесов. Высокая концентрация ионов водорода в кислых
растворах обусловливает извлечение из кристаллических решеток галогенных
минералов катионов и вовлечение их в миграцию.
Следовательно, в гумидных ландшафтах кора выветривания формируется под
влиянием систематического промывания обильными кислыми растворами. Эти
условия наиболее благоприятны для глубокого преобразования исходных пород
и выноса наиболее подвижных компонентов. Интенсивность этого процесса воз¬
растает в высокотермических условиях и снижается в областях умеренных тем¬
ператур
В ландшафтах пониженного атмосферного увлажнения при величине коэф¬
фициента относительной увлажненности 0,75 и менее в настоящее время распро¬
странены травянистые сообщества. Их характерной чертой является значительно
меньшая по сравнению с лесной растительностью биомасса, обычно равная 100-
200 ц/га сухого органического вещества. В относительно хорошо увлажненных
районах тропического пояса величина биомассы поднимается до 666 ц/га [Родин,
Базилевич, 1965], в сильно засушливых-резко сокращается. Как экологическая
реакция на засушливые условия основная часть биомассы аридных ландшафтов
находится в почве, а не на ее поверхности, как в лесах. Согласно Л.Е. Родину и
Глава III. Условия образования и морфология кор выветривания
261
Н.И. Базилевич, поверхностная часть растений обычно ежегодно отмирает. Арид¬
ная растительность отличается высокой зольностью.
Иной, чем в лесных почвах, состав микрофлоры обусловливает образование
в почвах степных биоценозов высокополимеризованных гуминовых соединений,
не обладающих агрессивными свойствами по отношению к минералам. Этому
способствует насыщение сорбционной емкости гумуса аридных почв катиона¬
ми, главным образом кальцием. В результате эти почвы имеют нейтральную или
щелочную реакцию (pH 7-8). Малоподвижные гумусовые соединения связывают
некоторые химические элементы. Промывания почв и коры выветривания арид¬
ных ландшафтов не происходит, и зона гипергенеза постепенно насыщается от¬
носительно легко растворимыми соединениями.
Следует отметить, что травянистые сообщества по сравнению с лесными яв¬
ляются молодыми образованиями, сложившимися в неогене. В более отдаленном
геологическом прошлом процессы выветривания в аридных условиях затрудня¬
лись не только из-за недостатка воды, но и вследствие весьма слабого воздей¬
ствия растительности.
Таким образом, биоклиматические условия определяют общую направлен¬
ность процесса выветривания. Изменение этих условий преимущественно в
результате неравномерного распределения атмосферных осадков создает два
основных типа гипергенного преобразования исходных пород: гумидный и арид¬
ный. Основные черты этих типов выветривания в значительной мере определя¬
ются кислотно-щелочной характеристикой вод зоны гипергенеза, которая в свою
очередь обусловлена деятельностью живых организмов, главным образом расти¬
тельных. В связи с длительной эволюцией такого важного фактора гипергенеза,
как растительный покров суши, условия выветривания геологического прошлого
заметно отличались от современных. Интенсивность процессов гумидного типа
гипергенеза зависит от термических условий. Поэтому внутри гумидного типа
выделяется (в качестве подтипа) [умидное выветривание низких (тропики и суб¬
тропики) и высоких широт. Внутри аридного типа выветривания влияние терми¬
ческих условий менее сказывается.
Особый тип выветривания связан с условиями кратковременного увлажне¬
ния при сохранении в течение большей части времени года воды в твердой фазе.
Этот тип выветривания может быть назван нивальным. В зависимости от степени
увлажнения в теплый период частные процессы нивального гипергенеза приоб¬
ретают общие черты с процессами, совершающимися в гумидных холодных или
аридных холодных условиях.
Влияние тектоники, рельефа и грунтовых вод
Рассмотренные выше общие закономерности гипергенеза справедливы для
условий хорошего дренажа верхней части коры выветривания и достаточного до¬
262
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
ступа кислорода атмосферы. Такая обстановка обычно создается на положитель¬
ных элементах рельефа. Коры выветривания, образующиеся в этих условиях, так
же как и почвы, можно называть автоморфными.
Характерная черта автоморфных кор выветривания-формирование полно¬
стью за счет ресурсов исходной породы, без существенного поступления хими¬
ческих элементов с других участков суши.
Считалось [Гинзбург и др., 1947], что наиболее благоприятным элементом
рельефа для формирования автоморфной коры выветривания является пенеплен,
а необходимым тектоническим элементом - участок платформы, находящийся в
состоянии покоя. В последнее время предполагают, что для образования авто¬
морфных кор на платформах наиболее благоприятен режим глыбовых поднятий,
который обеспечивает глубокий дренаж грунтовых вод и соответствующую ги¬
пергенную проработку исходных пород [Разумова, Херасков, 1963].
Мощная автоморфная кора выветривания может образовываться в областях
со сложнорасчлененным и активно развивающимся рельефом. В настоящее вре¬
мя такие коры образуются на Зондских островах, Филиппинах и в ряде других
мест. Формирование палеогеновой коры мощностью 106-200 м в условиях рас¬
члененного рельефа предполагают для Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна
[Добродеев, 1965].
Подвижные компоненты, выносимые из дренируемой толщи выветрива¬
ющихся пород, мигрируют с грунтовыми водами в относительно пониженные
части рельефа. Здесь процессы гипергенеза имеют совершенно особый характер.
Гипергенное изменение пород совершается под воздействием вод, обогащенных
химическими элементами, вынесенными из автоморфных кор выветривания.
Коры выветривания и почвы, формирующиеся под влиянием грунтовых вод, на¬
зываются гидроморфными.
Автоморфные и гидроморфные коры резко отличаются окислительно-восста¬
новительными условиями. Формирование мощной автоморфной коры происхо¬
дит при достаточно большой толще промывания, расположенной над уровнем
грунтовых вод и доступной для проникновения кислорода атмосферы. Гидроморф¬
ные коры располагаются в пределах капиллярной каймы грунтовых вод, сильно на¬
сыщены водой и лишь в самом верхнем горизонте имеют окислительные условия.
Гидроморфные коры находятся в геохимическом сопряжении с автоморфны¬
ми, так как при их образовании аккумулируются именно те химические элемен¬
ты, которые были вынесены из автоморфных кор.
При гумидном типе гипергенеза в гидроморфных корах накапливаются ново¬
образования окисного железа, часто содержащие значительное количество гид¬
роокислов марганца и примесь гидроокислов алюминия. Гидрогенная аккумуля¬
ция происходит с широким развитием метасоматического замещения минералов
исходной породы новообразованиями. В нижней части гидрогенных аккумуля¬
ций вследствие дефицита кислорода образуются карбонаты и фосфаты закиси
железа.
Глава ///. Условия образования и морфология кор выветривания
263
В высокотермических гумидных ландшафтах формирование гидромор-
фных кор отличается большой интенсивностью. Как показали исследования
В.М. Фридланда [1964], мощные железистые коры (латериты) Юго-Восточной
Азии представляют собой гидроморфные аккумуляции. Скорость их образования
в условиях Северного Вьетнама измеряется несколькими десятками лет. Содер¬
жание гидроокислов алюминия в этих корах может быть значительно больше,
чем в гидроморфных корах гумидных ландшафтов высоких широт.
При аридном типе гипергенеза в гидроморфных образованиях аккумулиру¬
ются преимущественно карбонаты, сульфаты, хлориды. Периоды повышенного
грунтового увлажнения аридных областей сопровождались образованием более
значительных гидрогенных аккумуляций. Таковы мощные карбонатные коры
типа капиче, формировавшиеся в конце неогена и начале четвертичного периода
в Средней Азии, области Средиземноморья, Мексике, на юге США, а также гип¬
совые коры закаспийских пустынь, Сирии и Северной Африки.
Сформированная кора выветривания подвергалась размыву в связи с диф¬
ференциальными тектоническими движениями на платформах и воздыманием
горных стран. Поэтому наряду с остаточными автоморфными и гидроморфными
корами существуют продукты их переотложенля. Они представлены различными
типами континентальных отложений: от склоновых (делювиальных), обнаружи¬
вающих ясную связь с корой выветривания в первичном залегании, до аллюви¬
альных, испытавших длительное перемещение и разбавленных компонентами
невыветренных пород. Эти образования, согласно Б.Б. Полынову [1935], мы объ¬
единяем под названием переотложенной коры выветривания.
Процессы переотложения приобретают большой размах при смене гумидных
лесных ландшафтов аридными условиями. Известный французский почвовед
Г. Эрар считает, что широкое распространение лесных биоценозов обусловлива¬
ет этапы автоморфного выветривания (стадии биостазии), на протяжении кото¬
рых из выветриваемых пород удаляются щелочи и щелочноземельные элементы
и частично перемещаются кремний, железо и алюминий. Наиболее подвижные
элементы выносятся в океан, где кальций и магний связываются, входя в состав
карбонатных отложений. Смена лесных формаций травянистыми влечет за собой
нарушение равновесия. Начинается эрозия, кора выветривания размывается, в
морских бассейнах вместо известняков откладываются терригенные отложения
[Erhart, 1956].
При переотложении продуктов выветривания возникают месторождения руд
железа, бокситов, огнеупорных глин, а также образуются скопления различных
устойчивых компонентов — от кварцевых песков до россыпей золота и некоторых
редкометапльных минералов.
Таким образом, формы рельефа и обусловливающие их явления тектоники
вносят усложнение в структуру зоны гипергенеза, воздействуя на перераспре¬
деление воды, подвижных форм химических элементов и окислительно-восста¬
новительных условий. В результате на площади однородных гидротермических
264
Часть I. Общие вопросы Генезиса и географии кор выветривания
условий выделяются автоморфные и гидроморфные коры выветривания, находя¬
щиеся в геохимическом сопряжении.
Каждый тип гипергенеза характеризуется сочетанием определенных автомор-
фных и гидроморфных продуктов выветривания. Отличительные особенности
низко- и высокотермических условий гумидного типа гипергенеза проявляются
как в составе автоморфных, так и гидроморфных кор.
Наконец, активно развивающийся пересеченный рельеф обусловливает пере-
отложение продуктов выветривания и образование особой формы коры вывет¬
ривания - переотложенной. Этому способствует сокращение площади гумидных
лесных ландшафтов.
На основании изложенного материала можно произвести группировку кор
выветривания по условиям их образования, исходя из того, что эти условия опре¬
деляют существенные свойства кор. При этом автор полностью разделяет мысль
Б.Б. Полы нова [1956] о том, что “ни выветривание, ни продукты его не могут
быть строго дифференцированы”. Поэтому целью предлагаемой группировки
является не выделение максимального числа различающихся между собой ти¬
пов коры выветривания, а установление определенных семейств кор выветрива¬
ния, объединяемых общими условиями образования и соответственно близкими
свойствами.
Единицами первого ранга будут большие группы кор выветривания, объеди¬
няемые принадлежностью к одному из трех типов гипергенеза: гумидному, арид¬
ному и нивапьному. Условия образования коры выветривания этих групп будут
отличаться степенью обеспечения процессов гипергенеза жидкой водой. Тер¬
мин “нивальный” обозначает не термическую характеристику, а состяние
воды на протяжении большей части года.
Влияние термических условий на процессы выветривания достаточно силь¬
но проявляется только в гумидном типе гипергенеза. Поэтому в этой группе
кор выветривания выделено две подгруппы: гумидные высокотермические и гу-
мидные низкотермические.
Внутри каждой группы (а для гумидных кор выветривания внутри каждой
из двух подгрупп) по геомдрфологическим условиям и влиянию грунтовых вод
выделены семейства автоморфных и гидроморфных кор. Семейства являются
основными единицами в данной группировке. Установить принадлежность
изучаемой коры выветривания к семейству автоморфных или гидроморфных
кор определенного типа гипергенеза -значит определить условия атмосфер¬
ного увлажнения, кислотно-щелочную характеристику почвенных растворов,
направленность перераспределения химических элементов, положение по отно¬
шению к формам рельефа и к критической глубине грунтовых вод, окислитель¬
но-восстановительные условия и место в геохимическом сопряжении.
Учитывая возможность переотложения, в каждом семействе выделены ос¬
таточная и переотложанная формы коры выветривания.
Глава III. Условия образования и морфология кор выветривания
265
Группировка кор выветривания по условиям формирования
I. Группа кор гумидного типа гипергенеза
Подгруппа кор высокотермических условий
1. Семейство автоморфных кор
остаточная форма
переотложенная форма
2. Семейство гидроморфных кор
остаточная форма
переотложенная форма
Подгруппа кор низкотермических условий
1. Семейство автоморфных кор
остаточная форма
переотложенная форма
2 Семейство гидроморфных кор
остаточная форма
переотложенная форма
II. Группа кор аридного типа гипергенеза
1. Семейство автоморфных кор
остаточная форма
переотложенная форма
2. Семейство гидроморфных кор
остаточная форма
переотложенная форма
III. Группа кор нивального типа гипергенеза
Подгруппа кор высокотермических условий
1. Семейство автоморфных кор
остаточная форма
переотложенная форма
2. Семейство гидроморфных кор
остаточная форма
переотложенная форма
Время как условие выветривания
Время является необходимым условием всякого природного процесса. Опре¬
деленное время требуется для преобразования кристаллохимических структур
галогенных минералов и построения новообразований.
Известны попытки установить скорость выветривания в современных усло¬
виях. Были проведены многочисленные наблюдения за выветриванием горных
пород, использованных при строительстве зданий и памятников. Обнаружено,
266
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
что кислые изверженные породы в условиях Западной Европы, не проявляющие
явных признаков выветривания спустя 1 SO лет, были заметно изменены с поверх¬
ности по прошествии 400 лет [Hirschwald, 1908]. Известны описания почв и про¬
дуктов выветривания на развалинах древних зданий. Наши исследования почв
на древних сооружениях Новгорода, Пскова, Владимира, Москвы, на руинах
древних городов Крыма показали, что образование рыхлого почвообразующего
субстрата связано не столько с выветриванием материала зданий, сколько с отло¬
жениями атмосферной пыли, на которой затем формируется почва (рис. 3).
Процессы преобразования и разрушения кристаллохимических структур ми¬
нералов при выветривании протекают в определенной последовательности. Это
явление впервые было осмыслено и теоретически обобщено Б.Б. Полыновым
[1934] в виде теории единого процесса выветривания. Согласно этой теории, вы¬
ветривание горных пород сопровождается выносом химических элементов, кото¬
рый происходит в строгой последовательности в соответствии с миграционной
способностью химических элементов. Основным фактором этого процесса явля¬
ется время; внешние условия могут лишь благоприятствовать или затруднять его
развитие. Математическое исследование уравнения миграционной способности
привело А.И. Перельмана [1965] к выводу о том, что при неизменной величине
миграционной способности содержание химического элемента в коре выветрива¬
ния будет убывать по показательному закону. Энергичный вынос должен умень¬
шаться - вначале резко, затем постепенно (рис. 4).
Следует подчеркнуть, что теория единого процесса отражает лишь направ¬
ленность геохимического баланса вещества при выветривании. Многообразие
современных ландшафтно-геохимических условий и их изменение на протяже¬
нии геологической истории обусловили значительно более сложный характер вы¬
ветривания в каждом конкретном районе.
Глава III. Условия образования и морфология кор выветривания
267
Рис. 4. Зависимость содержания химического
элемента (в) в коре выветривания от времени
(/) при неизменной величине его миграционной
способности (по [Перельман, 1956])
Поэтому, рассматривая время как ус¬
ловие выветривания, необходимо разли¬
чать длительность гипергенного преобра¬
зования горной породы и геологический
возраст того или иного продукта выветри¬
вания. Итогом гипергенного преобразова¬
ния исходной породы является установление динамического равновесия между
составом коры выветривания и ландшафтно-геохимическими условиями кон¬
кретного района. Для совершения этого процесса требуется определенное время,
в различных условиях неодинаковое. Время для законченного гипергенного пре¬
образования исходной породы может оказаться недостаточным. Это произойдет
в том случае, когда развивающийся процесс выветривания окажется прерванным
из-за изменения внешних условий или вообще удаления данной коры из зоны
гипергенеза.
Поскольку географические и геохимические условия на поверхности Земли
непрерывно эволюционировали, то и процессы гипергенеза (а следовательно, и
коры выветривания) древних эпох отличались от современных. Поэтому уста¬
новление возраста коры выветривания необходимо для правильного понимания
се формирования.
Так как определенные отрезки геологического времени характеризовались
специфическими условиями гипергенеза, можно предполагать, что коры вывет¬
ривания каждого геологического периода обладают своими, лишь им присущими
особенностями. Однако изучение этих особенностей пока далеко от завершения.
Резкое изменение ландшафтно-геохимических условий на территории Вос¬
точно-Европейской равнины в конце неогена обусловило четкое отличие процес¬
сов выветривания плиоценово-четвертичного возраста, с одной стороны, и более
древнего - с другой. Поэтому среди кор выветривания можно выделить новей¬
шую группу и группу древних. К древним корам выветривания относятся раз¬
нообразные продукты гипергенеза, как правило, досредненеогенового возраста,
среди которых в свою очередь можно выделить коры выветривания нескольких
эпох гипергенеза, обладающие сходными условиями формирования и близкими
чертами вещественного состава.
268
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
Морфология коры выветривания
Условия формирования коры выветривания и состав исходных горных пород
отражаются на ее внешнем облике. Основная и характерная особенность остаточ¬
ной коры выветривания - закономерное изменение ее состава. Морфологически
это проявляется в виде профильного строения гипергенной коры.
Остаточная выветренная толща автоморфной коры выветривания состоит из
горизонтов, отличающихся вещественным составом и различными свойствами.
Эти горизонты3 являются генетическими, то есть обособляются в процессе фор¬
мирования коры выветривания. Они, как правило, лишены резких границ и по¬
степенно переходят один в другой, составляя профиль коры выветривания. Как
было установлено В.В. Докучаевым, аналогичное строение имеет почва. Нали¬
чие генетических горизонтов, по-видимому, является характерным признаком
природных тел зоны гипергенеза [Перельман, 1965].
Как известно, отдельные типы почв четко.различаются определенными гене¬
тическими горизонтами. В какой-то степени это наблюдается и среди остаточных
кор выветривания. Однако по сравнению с почвой на состав и строение коры
выветривания более сильное влияние оказывает состав исходной породы. Кроме
того, современные почвы являются весьма молодым (в геологическом отноше¬
нии) образованием, сформированным под воздействием современных физико-
географических условий, в то время как различные коры выветривания форми¬
ровались от архея до современной эпохи. Эти два обстоятельства обусловливают
значительно большее разнообразие строения профиля остаточных кор выветри¬
вания. Тем не менее можно отметить некоторые характерные черты, общие для
кор выветривания различного возраста и состава.
Особенно хорошо выражен профиль автоморфных кор выветривания гумид-
ного высокотермического типа гипергенеза.
В полном профиле автоморфной коры выветривания на изверженных породах
можно выделить следующие горизонты (снизу вверх).
1. Горизонт слабо гипергенно измененных пород (щебенчатая кора выветри¬
вания). Окраска горизонта обусловлена цветом исходной породы. Породы кисло¬
го состава имеют более или менее светлый цвет, основного состава - темный (до
черного). В этом горизонте часто преобладают первичные минералы извержен¬
ной породы или продукты их эпигенетического изменения.
2. Гидрослюдисто-гидрохлоритовый горизонт. Этот горизонт значительно ме¬
нее прочен, чем исходная порода, и легко рассыпается на мелкие частицы (псев¬
допесок). Горизонт обычно имеет пеструю окраску, желтоватые и зеленоватые
3 Геологи называют горизонты коры выветривания зонами. Нам это представляется неправильным
как с исторической точки зрения, поскольку В.В. Докучаевым эти образования были названы гори¬
зонтами, так и в силу того, что термином “зона” обозначают пространственное обособление целой
группы явлений в географии (природная зона) и геологии (зона метаморфизма).
Глава Ш. Условия образования и морфология кор выветривания
269
тона. Структура исходной горной породы внешне как будто бы сохраняется - вид¬
ны очертания первичных минералов, их текстурно-структурные соотношения не
изменяются. Однако сохраняется лишь внешний вид структуры горной породы.
В шлифе хорошо видно, что большая часть первичных минералов полностью за¬
мещена агрегатом новообразованных минералов, преимущественно гидрослюд и
гидрохлоритов. Здесь происходит преобразование гипогенных и возникновение
гипергенных силикатов со слоистой структурой кристаллической решетки, при¬
чем значительная часть оснований выщелачивается и гидратируется.
3. Горизонт глиноземистых и железистых глин. Масса горизонта имеет более
или менее вязкую консистенцию с отдельными участками рыхлого щебенистого
материала. Окраска этого горизонта бурая, охристая или белая с ржавыми пятна¬
ми. Здесь окончательно заканчивается извлечение щелочей и щелочноземельных
элементов из силикатов. Характерны процессы гидролиза, в результате которых
силикаты частично распадаются на гидроокислы. Наиболее типично для этого
горизонта образование глинистых минералов - каолинита, монтмориллонита,
нонтронита.
4. Самая верхняя часть неэродированного профиля древней остаточной коры
выветривания в зависимости от состава исходной породы может быть представ¬
лена охристым или ожелезненным горизонтом. В этом горизонте аккумулированы
конечные продукты элювиального выветривания - гидроокислы железа, марган¬
ца и алюминия (последние в определенных условиях). В горизонте содержатся
также глинистые минералы и остаточный кварц. При незначительном содержа¬
нии железа в исходной породе верхний горизонт коры выветривания лишь слабо
окрашен в буроватый цвет, при большом количестве железа образуется горизонт
охристых гидроокислов железа.
Приведенная схема имеет целью характеризовать общее строение профиля,
а не состав генетических горизонтов, который в значительной мере обусловлен
составом исходной горной породы. Для профиля выветривания пород кислого со¬
става характерны гидрослюдистый и каолинитовый горизонты, горизонт гидро¬
окислов (гиббситовый) выражен слабо. В профиле коры выветривания среднего
и основного состава образуются мощные горизонты гидроокислов, состоящие из
новообразований гиббсита, гидрогематита и гидрогётита. В глинистом горизонте
этой коры выветривания преобладают гидрохлориты и гидрослюды. Для профи¬
ля выветривания ультраосновных пород типичны сильноразвитый горизонт гид¬
роокислов железа с подчиненным количеством гиббсита и ниже расположенный
выщелоченный горизонт исходной породы [Гинзбург, 1963а, 19636].
В тропиках поверхность эродированной древней коры выветривания покрыта
толщей рыхлых красноцветных отложений, которую часто ошибочно принимают
за верхний горизонт профиля коры выветривания.
Относительное уменьшение атмосферной увлажненности при сохранении гу-
мидного типа гипергенеза сопровождается появлением монтмориллонита в гли¬
нистом горизонте основных пород, а нонтронита - в ультраосновных.
270
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
Влияние изменения термических условий на строение профиля коры вывет¬
ривания гумидного типа гипергенеза окончательно не выяснено. Есть предпо¬
ложения, что при выветривании в условиях высоких широт, при меньшей обес¬
печенности солнечной энергией образуется неполноразвитый, “укороченный”
профиль, менее мощный и без верхнего горизонта гидроокислов [Гинзбург,
1963а, 19636; Перельман, 1965].
Общая мощность профиля автоморфной коры выветривания гумидных ланд¬
шафтов низких широт достигает 60-80 м.
При малом времени, недостаточном для образования глубоко проработанной
коры выветривания, горизонты профиля полностью не успевают сформироваться
и лишь намечаются скоплениями новообразований. Это особенно характерно для
коры выветривания четвертичного возраста.
Профиль кор аридного типа гипергенеза изучен недостаточно. Новейшая ав-
томорфная кора выветривания аридных ландшафтов характеризуется наличием
горизонтов карбонатных и гипсовых новообразований. Возможно, что слабая вы¬
раженность профиля автоморфных кор аридного типа в геологическом прошлом
связана с отсутствием в то время травянистых биоценозов — растительного пок¬
рова аридных ландшафтов, который возник лишь в третичном периоде.
Таковы основные черты строения профиля автоморфного выветривания рас¬
пространенных горных пород. Однако процессам гипергенного преобразования
весьма способствует повышенная проницаемость выветриваемых пород. Такие
условия возникают, например, на участках тектонических контактов. Здесь фор¬
мируются своеобразные коры выветривания, отличающиеся большей или мень¬
шей протяженностью, незначительной шириной в плане и весьма большой мощ¬
ностью профиля выветривания (до 150-200 м). Подобные коры выветривания
получили название линейных в отличие от площадных - обычных автоморфных
кор, распространенных на большой площади.
Совершенно особым строением профиля характеризуются гидроморфные
коры. Если формирование автоморфных кор выветривания совершалось под вли¬
янием нисходящего движения почвенно-грунтовых вод, то для процессов гидро-
морфного гипергенеза ведущее значение имеют капиллярно-восходящее и внут-
рипластовое движение вод.
Новообразованные минералы, слагающие горизонты профиля гидроморфных
кор, выпадают из грунтовых вод в результате химических реакций или измене¬
ния физико-химических условий. Современная гидроморфная кора выветрива¬
ния, как правило, ограничена отрицательными элементами рельефа и поэтому не
имеет такого широкого распространения, как площадная.
В гумидных ландшафтах в гидроморфной коре выветривания среди мине¬
ральных новообразований преобладают гидроокислы железа и марганца, фос¬
фаты и карбонаты. Особенно велико накопление различных минералов, содер¬
жащих железо. Этот химический элемент, интенсивно мигрирующий в условиях
гумидных ландшафтов, частично аккумулируется в геохимических обстановках
Глава III. Условия образования и морфология кор выветривания
271
притеррасных частей пойм, небольших озер и болот. Накопление железа в озе¬
рах в настоящее время происходит на огромной территории таежно-подзолистой
зоны. Бобовые, озерные и болотные руды представляют собой конкреционно-
метаколлоидные образования. Они возникают в прибрежной части озер, обычно
не распространяясь на глубины более 5 м. Новообразованные минералы гидро¬
окислов железа корродируют и замещают обломочные минералы, в том числе
зерна кварца [Кротов, 1950].
В условиях дефицита кислорода гидроморфная кора может быть обогащена
закисными соединениями железа и марганца, среди которых особенно характер¬
ны фосфаты и отчасти карбонаты. В обстановке торфяных болот часто накап¬
ливаются карбонат закиси железа (сидерит) и фосфат закиси железа (вивианит).
В подчиненном количестве здесь содержится карбонат марганца (родохрозит).
Закисные соединения железа и марганца неустойчивы в условиях свободного
доступа кислорода. Поэтому верхняя часть скоплений сидерита окисляется с об¬
разованием своеобразной лимонитовой шляпы, а вивианит трансформируется в
серию вторичных фосфатов.
Формирование латеритных кор аналогично процессу возникновения болот¬
ных руд и других железистых новообразований в условиях гумидных внетропи-
ческих ландшафтов. Естественно, что различные термические условия опреде¬
ляют существенные отличия этих новообразований. В гипергенную миграцию в
тропиках вовлекаются значительно большие массы железа, чем в условиях уме¬
ренного пояса. Морфология гидроморфных железистых новообразований тропи¬
ков имеет существенные отличия от аналогичных образований умеренного поя¬
са. Некоторые формы тропических гидроморфных новообразований (например,
мощные структурно-каркасные стяжения железа) при гипергенезе в ландшафтах
умеренного влажного климата не встречаются.
В аридных ландшафтах современная гидроморфная кора представлена соле¬
выми накоплениями преимущественно галита и тенардита-мирабилита. Значи¬
тельно менее распространены содовые, магнезиальные, хлоридно-сульфатные и
селитряные солевые аккумуляции.
Чрезвычайно своеобразны гидроморфные коры плиоценово-четвертичного
времени, известные под названием карбонатных и гипсовых. Карбонатная кора,
наподобие бетонного покрытия облекающая поверхность, представляет плот¬
ное образование мощностью до 1-2 м. На отдельных участках распространены
скопления крупных карбонатных конкреций различной формы. Гипсовая кора
имеет обычно меньшую мощность и представлена плотными пластообразными
образованиями, рыхлыми, ноздреватыми скоплениями и так называемым шесто-
ватым гипсом. Примером профиля гидроморфной коры аридного типа гиперге-
неза является карбонатная кора Бадхыза, описанная А.И. Перельманом [19596].
Верхний горизонт представлен скоплениями известковых конкреций, которые на
глубине 50 см переходят в плотный карбонатный горизонт мощностью около 150
см. Ниже располагается переходный горизонт-рыхлый песчаник с мягкими стя¬
272
Часть I. Общие вопросы генезиса и географии кор выветривания
жениями карбонатов кальция, постепенно переходящий в розовато-желтый пес¬
чаник неогена.
Образование этих мощных карбонатных и гипсовых накоплений связано с
плиоценово-нижнечетвертичным гидроморфным гипергенезом. Столь широкое
развитие супераквальных условий обусловлено плювиальными фазами на про¬
тяжении этого времени. Интенсивное обводнение территории в условиях резкой
аридности сопровождалось интенсивным испарением грунтовых вод вплоть до их
сезонного иссякания. В результате происходило выпадение относительно легко
растворимых соединений. В начальные этапы гидроморфного гипергенеза воды
имели бикарбонатно-кальциевый состав, что обусловливало образование карбо¬
натных кор. Окончание плювиальных фаз сопровождалось обычной эволюцией
солевого состава и соответственно сменой бикарбонатных вод водами сульфат¬
ного состава. Поэтому гипсовые новообразования одной и той же стадии всегда
являются более поздними, чем карбонатные. Наличие нескольких плювиальных
фаз и межплювиальных эпох определяет сходные соотношения карбонатных и
гипсовых кор разного возраста.
ЧАСТЬ II
ОБЗОР РАСПРОСТРАНЕННЫХ
КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ РОССИИ
И ЕЕ БЛИЖАЙШЕГО ОКРУЖЕНИЯ
Гипергенное изменение пород и
минеральных скоплений охватывает
все типы петрографических образований,
все типы рудных жил и т.д.
А.Е. Ферсман, 1937
Глава IV
ДРЕВНЯЯ КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ
Продукты гипергенеза отдаленного геологического прошлого длительное
время привлекают к себе пристальное внимание исследователей. Термин “древ¬
няя кора выветривания”, введенный первоначально для обозначения гиперген¬
ных глин определенного возраста [Гинзбург, 1912,1914], вскоре значительно рас¬
ширил свое содержание.
К древней коре выветривания мы относим разнообразные по составу, генези¬
су и возрасту доверхненеогеновые продукты выветривания.
Древняя кора выветривания представлена преимущественно автоморфным
типом. Гидроморфные образования древних этапов гипергенеза пока изучены
недостаточно.
Весьма важным признаком древней коры выветривания является характер ее
пространственного размещения. По этому признаку среди древних кор выветри¬
вания выделяют площадную, линейную и локальную (табл. 4).
Следует отметить, что остаточная кора выветривания в результате последу¬
ющей эрозионной деятельности в большей или меньшей степени разрушается.
Это разрушение происходит вплоть до полного эродирования площадной коры
выветривания, от которой сохраняются часто только остатки нижних горизонтов
(“корни” и “карманы” коры выветривания). Изолированные останцы площадной
коры выветривания, сохранившиеся от последующей эрозии, следует рассматри-
274
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Таблица 4
Схема подразделения остаточной древней коры выветривания по условиям залегания
Кора выветривания
Площадная
(региональная)
Линейная
Локальная
Состав и геологический характер исходных пород
На крупных массивах и покровах изверженных и метаморфических
пород; на осадочных (в том числе слабометаморфизованных)
породах; на более древней коре выветривания
На участках стратиграфических контактов и тектонических зон,
существенно не измененных гидротермальной деятельностью;
на участках стратиграфических контактов и тектонических зон,
гидротермально проработанных
На штоках, некках и других малых интрузиях и вулканических
каналах изометричного сечения; на неправильной формы участках
локального метаморфизма (склоны и др.)
вать как реликты древней площадной коры, а не формы локальной коры вывет¬
ривания.
Перемещенная кора выветривания изучена менее полно, чем остаточная. Этот
тип коры можно разделить на местную и дальнеприносную. Под первой подразу¬
мевается материал остаточной коры выветривания, претерпевшей незначитель¬
ное перемещение (от нескольких до сотен метров). Более протяженное переме¬
щение влечет за собой явления механической дифференциации, в той или иной
мере свойственные дальнеприносной перемещенной коре выветривания. Приме¬
ром последней могут служить мезо-кайнозойские континентальные отложения
Казахстана, изученные В.Н. Разумовой [1961].
Перемещенная и остаточная коры выветривания находятся в определенной
генетической зависимости. Остаточной площадной коре выветривания соответ¬
ствует как местная, так и дальнеприносная перемещенная кора определенного
состава. В процессе длительного переноса материал локальных и линейных кор
поглощается перемещенными массами площадной коры выветривания. Поэто¬
му линейной и локальной остаточной корам выветривания обычно соответствует
только местная перемещенная кора.
Автором произведен первый опыт составления обзорной карты древней коры
выветривания СССР в масштабе 1:20000000. На этой карте выделены области
распространения автоморфных и переотложенных кор; показать линейные коры
в указанном масштабе невозможно.
Оригинальная перемещенная кора выветривания формируется в карстовых
трещинах и кавернах. Материал, слагающий эти выполнения, представляет со¬
бой перемещенную - как местную, так и дальнеприносную - кору выветривания.
Часто остаточная кора выветривания, давшая материал для карстовых выполне¬
ний, полностью эродирована. Специфический характер контактово-карстовой
[Корин, 1956] перемещенной коры выветривания обусловливается реакционной
способностью карбонатных пород к избирательному осаждению растворимых
соединений и коагуляцией золей и взвесей. К подобному типу перемещенной
коры выветривания относятся образования типа terra rossa.
Глава IV. Древняя кора выветривания
275
Палеогеография древнего выветривания реконструируется с трудом. Большой
знаток древней коры выветривания И.И. Гинзбург [1963а, с. 379] писал: “Древ¬
ние коры выветривания, и особенно допалеозойские и палеозойские (частично и
мезозойские), образовались в условиях, столь не похожих на современные или
третичные условия, что наши современные геологические и геохимические пред¬
ставления о них требуют ряда существенных поправок”. Однако понять генезис
коры выветривания возможно только в связи с выяснением факторов выветрива¬
ния. Поэтому одновременно с описанием древней коры определенного возраста
и характеристикой ее пространственного распространения мы делаем попытку
воспроизвести палеогеографические условия гипергенеза. Для этого использова¬
ны экологические данные многочисленных палеобиологических исследований,
последние палеоклиматические построения, которые увязаны с минералого-гео¬
химическими особенностями продуктов выветривания.
В настоящее время для территории России и сопредельных государств мож¬
но систематизировать характерные черты гипергенных образований нескольких
очень крупных отрезков геологического времени.
Кора выветривания докембрия и нижнего палеозоя
Согласно последним данным, возраст древнейших горных пород Балтийского
щита составляет около 4 млрд. лет. Как протекали процессы гипергенеза на про¬
тяжении нескольких миллиардов лет на древнейшей суше, судить можно очень
ориентировочно. К.К. Марков [1960] предполагает наличие весьма протяженного
абиогенного этапа развития поверхности Земли. Отсутствие живых организмов
обусловливало совершенно иной состав атмосферы, отличавшейся отсутстви¬
ем кислорода. Количественное преобладание в составе литосферы химических
элементов, образующих сильные катионы, над элементами, образующими силь¬
ные анионы, способствовало щелочной реакции поверхностных вод [Перельман,
1966]. Следы жизни предполагаются в отложениях, имеющих возраст порядка 3
млрд. лет. Нарастающая геохимическая деятельность живых организмов (в ос¬
новном, морских синезеленых водорослей) на протяжении 2 млрд, лет обуслови¬
ла связывание углекислого газа в составе мощных толщ карбонатных отложений
и накопление свободного кислорода в воздухе. В результате к концу протерозоя
обстановка формирования автоморфных кор выветривания стала окислительной,
хотя поверхностные воды, по-видимому, обладали щелочной реакцией.
Несмотря на отсутствие, а затем относительно слабое развитие наземной рас¬
тительности, различное атмосферное увлажнение и неодинаковый состав исход¬
ных пород обусловливали формирование различных автоморфных кор выветри¬
вания и их переотложенных форм.
Древнейшие гипергенные образования приурочены к территории докембрий-
ских платформ.
276
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Наиболее древняя кора выветривания на территории СССР обнаружена на ар¬
хейских породах Карелии. Проявления выветривания были обнаружены финским
геологом А. Метцгером [Metzger, 1924] в районе Суоярви, а позже Л.Я. Харитоно¬
вым [1941] в Медвежьегорском районе. В настоящее время установлено широкое
распространение протерозойской коры выветривания не только на территории
Карелии, но и за ее пределами.
Эта древнейшая кора выветривания метаморфизована и местами дислоциро¬
вана. Однако имеющиеся данные позволяют реконструировать не только стро¬
ение профиля этой коры выветривания, но и ее положение в древнем (досред-
непротерозойском) рельефе. По-видимому, кора формировалась на выравненной
поверхности и отсутствовала в отрицательных элементах рельефа, заполненных
озерными и вулканическими образованиями (рис. 5).
Строение профиля протерозойской коры выветривания следующее [Соколов,
Хейсканен, 1966].
На исходных гранитах и гранито-гнейсах располагается горизонт слабовы-
ветренных пород. Он характеризуется альбитизацией и серицитизацией плагио¬
клазов, а также замещением железо-магнезиальных силикатов хлоритом. Выше
находится горизонт, в котором полевые шпаты полностью замещены тонкочешуй¬
чатым серицитом, но структура исходных пород сохранилась. Самый верхний го¬
ризонт профиля представлен рассланцованными кварцево-серицитовыми поро¬
дами, не сохранившими реликтов исходных гранитов. Общая мощность профиля
колеблется от 5 до 25 м. Выше залегают кварцевые конгломераты, гравилиты и
кварцитопесчанники осадочно-метаморфической ятулийской толщи. Цементом
в этих отложениях служит тонкочешуйчатый серицит. По-видимому, отложения
ятулийской толщи сформировались за счет размыва и переотложения верхних го¬
ризонтов автоморфной площадной коры выветривания.
Содержание кварца в профиле протерозойской коры выветривания не оста¬
ется постоянным, оно увеличивается в горизонте с остаточной структурой, но в
га. э 8 14 4 71 5 6 7 10 11 12
Рис. 5. Реконструкция положения коры выветривания в нижнепротерозойском рельефе Карелии
(поданным Л.П. Безденежных с соавторами [1966])
/-низменные граниты архея;2-метаморфизованнаяавтоморфная кора выветривания гранитов,
озерно-вулканические отложения; 3 - туфопесчаники; 4 - туфы с прослоями мандельштейнов,
прибрежно-морские отложения; 5-аргиллиты; 6- кварцито-песчаники; 7- кварцевые конгломераты.
Цифры над профилем обозначают номера скважин
Глава IV. Древняя кора выветривания
277
Таблица 5
Химический состав протерозойской коры выветривания гранитов южного берега Сегозера
(по |Соколов, Хейсканен, 1966|)
Компонент
Исходные породы
(не измененные
граниты)
Кора выветривания
слабовыветренный
гранит
горизонт с
остаточной
структурой гранита
горизонт с
нарушенной
структурой
Si02
70,66
65,34
72,84
65,18
ТЮ2
0,15
0,12
0,16
0,22
А12о3
15,99
17,11
15,44
19,39
Ре2°з
1,15
1,20
1,45
1,58
FeO
0,45
0,29
0,25
0,25
МпО
0,04
0,06
0,01
0,01
MgO
0,53
1,07
1,96
2,63
СаО
1,92
3,09
0,19
0,24
Na20
4,59
3,03
0,28
следы
К20
3,38
5,03
5,24
6,80
н2о
0,14
0,10
0,11
0,09
П.п.п.
0,74
3,53
2,39
3,00
Сумма
99,74
99,97
100,32
99,39
самом верхнем горизонте меньше, чем в исходной породе. Соответственно меня¬
ется содержание Si02 (табл. 5).
В Сегозерском районе Н.А. Елисеевым [1929] изучены продукты преобразо¬
вания ультраосновных пород (серпентинизированные метапикриты), которые,
возможно, являются метаморфизованной корой выветривания этих пород. Исход¬
ные ультрабазиты постепенно переходят в тальково-хлоритовую породу, причем
хорошо заметно метасоматическое замещение первичных минералов вторичны¬
ми с сохранением реликтов исходной породы.
При изучении метаморфизованных продуктов выветривания близкого возра¬
ста известный финский геохимик К. Ранкама обнаружил, что в процессе древнего
выветривания не изменялось содержание окисного и закисного железа. Это сви¬
детельствует, что выветривание в архее совершалось в условиях дефицита кисло¬
рода. Гипергенное преобразование горных пород продолжалось и на протяжении
дальнейшей истории протерозоя (об этом свидетельствуют признаки выветри¬
вания ятулийских отложений), однако формирования мощных автоморфных кор
выветривания, по-видимому, не происходило.
Возможно, что кора выветривания образовывалась в протерозое на террито¬
рии Украинского кристаллического щита, однако это еще недостаточно изучено.
Первые же минералогические исследования керна глубоких скважин Русской
платформы показали, что под мощным покровом осадочных отложений породы
кристаллического фундамента в ряде мест заметно выветрены. Так, например, в
районе Москвы под осадочными отложениями нижнего палеозоя была обнаруже¬
на каолинитовая кора выветривания мощностью около 10 м [Заварицкий, Батурин,
278
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
1951]. Кора выветривания, развитая на архейских породах Русской платформы и
покрытая нижнекембрийскими и рифейскими отложениями, имеет позднедокем-
брийокий возраст. В этой коре выветривания М.М. Веселовская [1957] выделяет
две разновидности.
Наиболее распространена белая кора, сформированная на гнейсах и гранито-
гнейсах. Ее мощность в зависимости от степени эродированное меняется от 1 до
20 м. В профиле этой разновидности выделяются три горизонта. В нижнем гори¬
зонте полевые шпаты по трещинам спайности замещаются гидрослюдой. Выше
располагается горизонт, в котором полевые шпаты полностью замещены агре¬
гатом тонкодисперсных гидрослюд при сохранении струюуры исходных пород.
В верхнем горизонте структура пород нарушена, и остатки гипогенных минера¬
лов рассеяны в тонкочешуйчатой гидрослюдисто-гаплуазитовой и каолинитовой
массе. Кварц в этом горизонте замещается тонкодисперсными силикатами, и со¬
держание кремнезема в химическом составе соответственно уменьшается вверх
по профилю коры.
Менее распространенной разновидностью является красно-бурая кора вы¬
ветривания, содержащая до 17% окиси железа. При выветривании гидроокислы
железа замещали гранат, биотит, частично кварц. Полевые шпаты замещались
гидрослюдой и каолинитом.
Детальные исследования Е.Г. Журавлева [1963] показывают, что кристал¬
лический фундамент на площади Волго-Уральской нефтеносной области также
обнаруживает ясные следы выветривания. Автор отмечает, что в более древних
корах, залегающих под верхнедокембрийскими отложениями, каолинит обычно
отсутствует. Его содержание в верхнем горизонте профиля увеличивается в ко¬
рах более позднего времени. На отрицательных элементах палеорельефа в коре
выветривания обнаружены проявления гидроморфизма в виде наложенной мине¬
рализации сульфидов и сидерита. Автор предполагает, что это результат влияния
озерно-болотных условий древнего гипергенеза.
В последнее время В.А. Васильевым [1967] изучена кора выветривания крис¬
таллического фундамента западных районов Русской платформы в пределах Лат¬
вийской, Литовской и Белорусской республик.
На поверхности кристаллического фундамента, под мощным покровом оса¬
дочных отложений, сохранилась древняя (дорифейская) кора выветривания. Ее
мощность меняется от нескольких метров в западной части до 53 м на востоке.
Профиль выветривания обнаруживает ясную дифференциацию и некоторые об¬
щие черты, хотя минералогический состав кор, образованных на различных по¬
родах, заметно различается.
В коре, сформированной на породах кислого состава, снизу расположен го¬
ризонт слабоизмененных исходных горных пород, характеризующийся пелити-
зацией полевых шпатов и хлоритизацией темноцветных компонентов. Выше на¬
ходится гидрослюдистый горизонт, кверху переходящий в гидрослюдисто-каоли-
нитовый, где гипергенные минералы ясно преобладают, составляя 70-80% всей
Глава IV. Древняя кора выветривания
279
массы. В результате последующих процессов инфильтрации кора выветривания
часто содержит обильную наложенную кальцитовую минерализацию.
На кристаллических сланцах, богатых железо-магнезиальными силикатами, в
заметном количестве образуются хлориты, а по ним - минералы группы монтмо¬
риллонита. Профиль коры выветривания в этом случае приобретает следующее
строение (снизу вверх): слабо измененные породы, гидрослюдистый и монтмо-
риллонитовый горизонты. К охарактеризованному профилю близка кора вывет¬
ривания кристаллических пород среднего состава (граносиенитов, диоритов).
Сравнительно значительной мощностью обладает кора выветривания горных
пород основного состава. В профиле выветривания лабрадоритов Курземского
массива выделяются слабоизмененные (хлоритизированные) исходные породы,
выше - хлоритово-гидрослюдистый горизонт и еще выше - гидрослюдисто-као-
линитовый горизонт.
В процессе докембрийского выветривания осуществлялось определенное пе¬
рераспределение редких и рассеянных химических элементов. В коре выветри¬
вания пород кислого и среднего состава В.А. Васильев [1967] обнаружил повы¬
шенную концентрацию титана, никеля, кобальта, марганца, меди, ниобия, берил¬
лия, бария, стронция, урана. В коре выветривания основных пород содержание
никеля, кобальта, титана, ванадия и меди в несколько раз превышает кларковые
значения. В ряде случаев констатировано накопление окислов железа в верхних
горизонтах профиля, составляющих около 90% всей массы. Одновременно с на¬
коплением железа увеличивается содержание титана, марганца, циркония, гал¬
лия, урана, меди, иттрия, бария.
Значительно меньше сведений о наличии автоморфных кор выветривания
докембрийского возраста на территории Сибирской платформы. Есть предпо¬
ложения, что некоторые силлиманитовые кристаллические сланцы архейского
возраста на юге Сибирской платформы являются перекристаллизованной корой
выветривания [Бессолицын, Файнштейн, 1963]. На западном склоне Анабарского
щита, на поверхности предрифейского рельефа гранито-гнейсового фундамента,
отмечена кора выветривания в виде красноцветных и зеленоватых глин. Выше
залегают кварцевые песчаники [Чайка, 1966].
Переотложенные продукты выветривания докембрийского возраста хорошо
известны. Они представлены в виде двух красноцветных горизонтов среди кар¬
бонатной толщи позднедокембрийского (синийского) возраста. В их составе на¬
ходятся каолинитовые глины, железные руды, минералы свободного глинозема.
Эти красноцветные горизонты, по мнению Н.В. Нижнего [1965], сформированы
в докембрийокие эпохи выветривания.
Переотложенные коры выветривания имеют чрезвычайно широкое распро¬
странение на площади окраин и складчатого обрамления Сибирской платформы
- от Игарки до Южного Прибайкалья и от Енисея до Алдана (рис. 6). Возраст
верхнего красноцветного горизонта определяется в 600-700 млн. лет, нижнего
- в 800-1100 млн. лет.
280
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Рис. 6. Схема распространения горизонтов с переотложенными продуктами коры выветривания
в позднекембрийских отложениях Восточной Сибири (по [Нижний, 1965])
Области распространения красноцветных горизонтов: 1 - нижнего, 2 - верхнего; 3 - области
совместного нахождения красноцветных горизонтов (I - Боксонский район; II - Енисейский
кряж; III - Туруханское поднятие; IV - район Игарки; V - Восточное Присаянье; VI - Западное
Прибайкалье; VII - Байкало-Патомский район; VIII - Учуро-Майский район)
Переотложенные докембрийские коры выветривания Центральной и Восточ¬
ной Сибири имеют весьма важное практическое значение, так как к ним приуро¬
чено Боксонское месторождение бокситов, до сих пор остающееся единственным
крупным месторождением бокситов докембрийского возраста.
В некоторых районах древней суши можно проследить постепенное измене¬
ние состава и мощности коры выветривания на протяжении нижнего палеозоя.
В этом отношении большой теоретический интерес и важное практическое
значение имеет древняя кора выветривания территории Курской магнитной ано¬
малии. Здесь под осадочными отложениями девонского, каменноугольного и
мезо-кайнозойского возраста сохранилась автоморфная кора выветривания желе¬
зистых кварцитов и кристаллических сланцев протерозоя, а также разнообразные
формы переотложенной коры выветривания.
Процессы гипергенеза развивались на протяжении весьма большого отрез¬
ка времени. Наиболее древние продукты выветривания развиты на архейских
плагио-гранитах. Эта кора выветривания имеет общие черты с докембрийскими
корами Карелии, она тоже метаморфизована и перекрыта породами нижнепроте¬
розойского возраста.
Более поздние процессы выветривания непосредсвенно связаны с образова¬
нием железорудных залежей. Залежи руд в плане имеют вид полос протяженно¬
стью до 70-100 км. Геологические исследования показали, что залежи желез-
Глава IV. Древняя кора выветривания
281
Рис. 7. Профиль коры выветривания железистых кварцитов. Лебединское месторождение (по
[Чайкин, 1964])
I - горизонт полного выщелачивания кремнезема (богатые железные руды); 2 -горизонт окис¬
ления железистых кварцитов (мартитгидрогематитовые кварциты); 3 - горизонт каолинитизиро-
ванных и гидрослюдизированных сланцев; 4 - горизонт незатронутых гипергенным изменением
пород: а - амфиболово-магнетитовые кварциты, б - филлитовые сланцы)
ных руд являются определенным горизонтом древней коры выветривания, раз¬
витой на железистых кварцитах (рис. 7). Нижний горизонт профиля этой коры
представлен дезинтегрированными окисленными кварцитами. Здесь характерно
нарастание снизу вверх мартитизации (псевдоморфного замещения осадочного
магнетита гематитом). Мощность нижнего горизонта составляет 15-25 м.
Верхний горизонт сильно обогащен минералами железа (гематит и гётит).
Процесс мартитизации здесь полностью завершен, часть железистых минералов
гидратируется с образованием гидрогематита и гидрогетита. Этот горизонт древ¬
ней коры выветривания представляет собой богатые руды, содержащие 52-63%
(до 72%) железа. Для формирования этой коры выветривания чрезвычайно харак¬
терны растворение кварца и вынос кремнезема.
По данным С.И. Чайкина [1964], содержание кремнезема в исходной породе
составляет46%, в горизонте дезинтегрированных и окисленных кварцитов - 38%,
в горизонте богатых руд - только 2-9%. Обломочные силикаты, содержавшиеся в
исходной породе, в верхнем горизонте разрушены и замещены охристыми скоп¬
лениями.
Плотные верхние горизонты коры выветривания магнетитсодержащих квар¬
цитов играли роль своеобразной железистой брони, предохранявшей эти участки
от эрозии, и поэтому выступают в древнем погребенном рельефе в виде вытяну¬
тых гребней.
Одновременно с выветриванием магнетитсодержащих кварцитов происходи¬
ло гипергенное преобразование других пород. Профиль коры выветривания этих
пород имеет следующее строение (снизу вверх):
1. Исходные породы.
2. Гидрослюдистый (или гидрохлоритовый и монтмориллонитовый при наличии же¬
лезо-магнезиальных силикатов) горизонт.
3. Каолинитовый горизонт, часто содержащий примесь гидрогетита и гидрогематита.
282
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
В ряде мест верхней части коры выветривания хлоритовых и серицитовых
сланцев, диоритов и более поздних базальтов присутствуют минералы свободно¬
го глинозема - гиббсит и бемит. В этом случае выделяют четвертый - гётитово-
бемитово-каолинитовый горизонт.
Мощность отдельных генетических горизонтов и профиля автоморфной коры
выветривания в целом сильно меняется в зависимости от состава исходной по¬
роды, ее положения в древнем рельефе, степени тектонической раздробленнос¬
ти. Намечается закономерное уменьшение мощности профиля с севера на юг. По
данным А.П. Никитиной [1963], в районе Орел - Брянск мощность коры вывет¬
ривания не превышает 10-15 м, а в Белгородском районе достигает 200 м. Мощ¬
ность профиля, как правило, возрастает в пределах железорудных зон.
На территории Курской магнитной аномалии хорошо выражены линейные
коры, часто приуроченные к глубоким сколовым нарушениям на контактах желе¬
зорудной толщи со сланцами.
В процессе формирования коры выветривания сланцев и изверженных пород
происходил вынос щелочей и кремнезема, причем так же, как и при выветрива¬
нии кварцитов, гипергенному разрушению подвергался кварц (табл. 6).
Еще более интенсивное растворение кварца происходило при выветривании
кварцево-серицитовых сланцев (табл. 7). Это в значительной мере обусловлено
весьма небольшой величиной минеральных зерен (сотые и тысячные доли мил¬
лиметра).
Генезис коры выветривания территории Курской магнитной аномалии весьма
сложен и во многом пока недостаточно ясен. Начало процессов выветривания, по-
видимому, относится ко времени выхода на поверхность докембрийских пород,
то есть к концу протерозоя. В позднепротерозойское время значительная часть
поверхности кристаллического фундамента Русской платформы была объектом
гипергенного преобразования. Процессы выветривания на большей части этого
региона прервались в результате погружения его под уровень моря в кембрии,
однако область Воронежской антеклизы оставалась сушей до среднего девона
- нижнего карбона. В начале нижнего карбона в связи с формированием Днеп¬
ровско-Донецкой впадины Воронежская антеклиза полностью погружается под
уровень моря, а автоморфная кора выветривания и продукты ее переотложения
(континентальные отложения) покрываются толщей морских осадков.
Длительный континентальный период развития этой территории в протерозое
и нижнем палеозое сопровождался изменением палеогеографических условий.
Таблица 6
Изменение содержания кварца и щелочей по профилю коры выветривания гранитов
территории Курской магнитной аномалии, % (по [Никитина, 1963|)
Образец
Na20
к2°
Кварц
Выветренный гранит, глубина 588,0 м
0,18
1,09
14,30
Слабовыветренный гранит, глубина 597,0 м
3,Н
3,38
16,60
Неизмененный гранит, глубина 674,4 м
3,57
3,56
29,66
Глава IV. Древняя кора выветривания
283
Таблица 7
Изменение химического состава и содержания кварца по профилю коры выветривания
кварцево-серицитового сланца, вес. % (по (Никитина, 1963))
Компонент
Исходная порода
Обохренный каолинитово-
гидрослюдистый горизонт
Железисто-каолинитовый
горизонт с гиббситом
Si02
51,52
36,13
29,26
ТЮ2
1,31
1,32
1,21
а,2°з
28,12
34,02
36,60
Ре2°з
3,79
13,97
8,65
FeO
1,76
1,20
3,58
MgO
0,00
0,0
0,0
CaO
2,02
1,48
1,34
Na20
0,60
0,59
0,31
к2о
5,30
0,16
2,46
н2о*
0,00
0,34
0,0
Н20+
5,30
11,28
13,91
Сумма
99,72
10,49
100,32
Кварц
15,86
-
-
Некоторые исследователи рассматривают кору выветривания Курской магнитной
аномалии как нижнепалеозойское образование, соответствующее гумидным ус¬
ловиям ордовика и нижнего силура. Более правдоподобно считать, что форми¬
рование описываемой коры выветривания продолжалось длительное время — от
верхнего протерозоя до верхнего девона, а в юго-западной части территории - до
нижнего карбона. Смена условий, несомненно, отражалась на составе продук¬
тов выветривания. В частности, не исключена возможность, что накопление но¬
вообразований свободного глинозема в верхней части коры выветривания было
связано с ландшафтными условиями, нехарактерными для досреднедевонского
этапа гипергенеза, предшествовавшими наступлению каменноугольного моря и
отложению известняков.
А.И. Тугаринов с соавторами [1964] обнаружили явление миграции радиоген¬
ного свинца при гипергенезе горных пород области Курской магнитной анома¬
лии. В результате изучения соотношения изотопов свинца указанные исследова¬
тели пришли к выводу, что этот процесс имеет возраст не более 200-400 млн. лет.
Полученные данные подтверждают предположение, что формирование описыва¬
емой коры выветривания, несомненно, продолжалось на протяжении девона.
Кора выветривания верхнего палеозоя
и эволюция гипергенеза на протяжении палеозоя
Верхнедевонская эпоха совпадает с началом нового этапа гипергенеза, харак¬
теризующегося более энергичным преобразованием минералов исходных пород.
284
Часть 11. Обзор распространенных кор выветривания России...
Это нашло отражение в формировании четко дифференцированного профиля ав-
томорфных кор выветривания, возникших под воздействием, по-видимому, до¬
статочно кислых поверхностных вод.
Об изменении ландшафтных условий на поздних стадиях выветривания
упоминалось при описании древней коры выветривания горных пород области
Курской магнитной аномалии. Для представления об изменениях гипергенеза
от нижнего к верхнему палеозою еще более показательны результаты изучения
продуктов выветривания Северо-Онежского района. Этот район расположен на
восточном склоне Балтийского щита. Поверхность кристаллического фундамен¬
та очень полого, с уклоном менее одного градуса, погружается под толщу осадоч¬
ных образований, а затем обрывается резким уступом. Кристаллические породы
представлены нижне-среднепротерозойскими метаморфическими сланцами и
эффузивами, слагающими возвышенность Ветреного Пояса. Поверхность крис¬
таллических пород подверглась гипергенному преобразованию и последующей
эрозии с образованием сильнорасчлененного рельефа. Докембрийские кристал¬
лические породы трансгрессивно перекрываются осадочными отложениями кем¬
брия, верхнего девона и нижнего карбона. Так как поверхность кристаллических
пород перекрыта отложениями разного возраста, имеется возможность сравнить
степень гипергенного преобразования исходных пород в коре выветривании до-
кембрийского, доверхнедевонского и донижнекаменноугольного времени.
По данным Э.А. Кальберга и Е.П. Левандо [1963], докембрийское вывет¬
ривание выражено здесь очень слабо. Более заметно проявлены процессы вы¬
ветривания, совершившиеся до отложения верхнедевонской толщи. Согласно
А.П. Афанасьеву и М.М. Ермолаеву [1958], додевонская кора выветривания име¬
ет малую мощность - 4-5 м. При ее формировании часть гипогенных минералов
была разрушена, и образовались гидрохлориты.
Совершенно иной характер имеет остаточная кора выветривания, образован¬
ная на протяжении конца верхнего девона и начала нижнего карбона. Профиль
этой коры характеризуется глубокой проработанностью и значительной мощ¬
ностью. На основной части площади сформирована ожелезненная каолинитовая
кора амфиболитов и диабазов, а на возвышенных участках Ветреного Пояса, сло¬
женных серпентинитизированными оливиновыми базальтами, развита нонтро-
нитовая кора выветривания.
Главные породообразующие минералы амфиболитов и метадиабазов - ак-
тинолит, хлорит, минералы группы эпидота-цоизита, кварц и полевые шпаты.
В процессе гипергенеза произошло закономерное преобразование этих минера¬
лов и сформировался профиль автоморфной коры выветривания.
Нижнюю часть профиля образует горизонт дезинтеграции, характеризу¬
ющийся самыми начальными стадиями преобразования исходной породы. Его
средняя мощность около 10 м. Выше находится гидрохлоритовый горизонт мощ¬
ностью около 5 м. Здесь происходит глубокое преобразование исходной породы.
Большая часть гипогенных минералов разрушается, возникает гидрохлорит и в
Глава IV. Древняя кора выветривания
285
небольшом количестве — каолинит и гидроокислы железа. В этом горизонте в ре¬
зультате полного растворения кварца происходит резкое уменьшение содержания
и относительное возрастание Fe2Oj и А1203 (рис. 8).
Далее вверх располагается гидрогётитово-каолинитовый горизонт. Его сред¬
няя мощность 10 м. Помимо каолинита и гидрогётита в верхней части этого го¬
ризонта местами содержатся гидроокислы алюминия. В результате последующей
эрозии верхняя часть коры выветривания была размыта, и ее компоненты вошли
в состав переотложенной коры выветривания, залегающей в плоских эрозионных
понижениях древнего рельефа, а также в состав терригенных осадочных пород,
которыми начинается толща нижнего карбона. Как переотложенная кора, так и
терригенные отложения нижнего карбона содержат свободные гидроокислы алю¬
миния и имеют практическое значение.
Рассмотрение кор выветривания Северо-Онежского района свидетельствует
о нарастании интенсивности процессов гипергенеза от докембрия к каменноу¬
гольному периоду, причем степень гипергенного преобразования пород резко
10 20 30 40 50 60%
Ф
©
Ф
IIx-x-xHз I ф \л
Рис. 8. Профиль автоморфной коры выветривания амфиболитов Ветреного Пояса (по [Афана¬
сьев, Ермолаев, 1958], с дополнениями автора)
I - гидрогётитово-каолинитовый горизонт; 2 - гидрохлоритовый горизонт; 3 - дезинтегриро¬
ванный амфиболит; 4 - место отбора проб
286
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
возросла в конце девона - начале карбона. Причина этого вряд ли заключается
в продолжительности процесса выветривания. По-видимому, в конце верхнего
девона произошли какие-то изменения в ландшафтно-географических услови¬
ях, которые определили столь существенное отличие продуктов выветривания,
образовавшихся до верхнего девона, от сформировавшихся на границе верхнего
девона - нижнего карбона. Мы это связываем с распространением наземной дре¬
весной растительности.
На протяжении девона происходило энергичное освоение суши растениями.
Известно, что среднедевонская флора была уже довольно многочисленной, хотя
доминировали в ней псилофиты. Эти низкие кустарниковые растения имели мно¬
го общего с водорослями: у них не было листьев, роль которых выполнял стебель,
вместо корней имелись ризоиды. Подобная околоводная слабоспециализирован¬
ная растительность еще не оказывала существенного воздействия на процесс вы¬
ветривания.
Резкое изменение состава флоры происходит в верхнем девоне, когда приоб¬
ретают широкое распространение древние хвощевые, папоротниковые, плауно-
вые и складываются первые лесные группировки. В гумидиом климате верхнего
девона впервые появились ландшафты болотных лесов, получившие затем весь¬
ма широкое распространение на протяжении каменноугольного периода и ниж¬
ней перми. Возникновение в сфере гипергенеза наземной растительности долж¬
но было в первую очередь отразиться на составе важнейшего агента выветрива¬
ния - поверхностных водах. Кислые воды, содержащие органические вещества
кислотной основы, активно извлекая щелочи и щелочноземельные элементы из
кристаллических решеток минералов, способствовали энергичному преобразо¬
ванию исходных пород и формированию хорошо дифференцированного профиля
коры выветривания.
Помимо Ветреного Пояса верхнедевонская кора выветривания известна и в
других районах.
На площади Воронежской антеклизы распространены верхнедевонские ба¬
зальты, по-видимому покровного характера. В конце верхнего девона они были
подвергнуты сильному гипергенному преобразованию, в результате которого
кора выветривания развилась по всему базальтовому покрову (3-15 м). В профи¬
ле коры выветривания базальтов выделяются (снизу вверх): неизменные базаль¬
ты, слабо карбонатизированные по трещинам (мощность 0-8 м), гидрохлорито¬
вый горизонт (мощность 0-5 м) и охристо-каолинитовый горизонт, содержащий
в верхней части гидраргиллит. Химический состав горизонтов этой коры вывет¬
ривания приведен в таблице 8.
Исходный базальт сложен плагиоклазами типа андезин-лабрадора и авгитом,
а также нераскристаллизованной массой, как правило, хлоритизированной. Из
акцессорных минералов отмечены ильменит и магнетит. Состав верхнего гори¬
зонта выветривания следующий: каолинит и метагаллуазит - 65,45%. гематит
- 15,39%, гётит - 3,8%, гидраргиллит - 5,3%, кварц - 3,7%, ильменит— 3,7%.
Глава IV. Древняя кора выветривания
287
Таблица 8
Химический состав остаточной коры выветривания базальтов Воронежского горста
(по |Гинзбург и др., 19641)
Компонент
Неизмененный
базальт
Горизонты коры выветривания
гидрохлоритовый
охристо-каолинитизированный
Si02
41,95
44,15
30,42
ТЮ2
2,00
1,74
2,91
А1203
18,85
17,41
29,39
FeA
К 'll
6,00
19,23
FeO
1 J,J 1
9,90
1,74
MgO
Не опр.
4,16
Сл.
CaO
Не опр.
2,19
Сл.
H20*
5,87
6,67
11,67
н2о+
Не опр.
7,61
Не опр.
Сумма
99,83
99,06
Здесь и далее: “Не опр.” - не определен, “Сл.” - следы.
Переотложенная кора выветривания, местами содержащая минералы свобод¬
ного глинозема, присутствует в виде континентальных отложений (мамонских
слоев) нижнего девона.
Кора выветривания образовывалась не только на кристаллических породах,
но и на осадочных. С.Г. Вишняков [1963] обнаружил формирование авгоморф-
ной коры выветривания на верхнедевонских глинах Тихвинского района. Автор
показал, что образование этой коры происходило в пределах определенного гип¬
сометрического уровня (75-135 м абс. высоты) на плоских водораздельных уча¬
стках, рассеченных неглубокими балками и более глубокими речными долинами.
В отрицательных элементах рельефа накапливались переотложенные продукты
выветривания.
В конце нижнего девона происходило аналогичное гипергенное преобразова¬
ние эффузивно-осадочных пород в районе Южного Тимана, сопровождавшееся
возникновением каолинита, гётита, бемита. Обильные остатки растительности в
континентальных отложениях этого возраста позволяют предполагать, что вывет¬
ривание осуществлялось в теплых гумидных условиях [Калюжный, 1960].
Верхнедевонская кора выветривания значительной мощности установлена
также в северо-восточной части Салаирского кряжа [Харин, 1963]. Кора развита
на алевролитах среднедевонского возраста. В профиле выделяются (снизу вверх):
пестроцветный горизонт, характеризующийся образованием гидрослюд по поле¬
вым шпатам и скоплением гидроокислов железа, отбеленный глинистый гори¬
зонт, где развит каолинит, и окремнелый горизонт. Окремнение, возможно, связа¬
но с наложенными процессами. Автоморфная кора выветривания сильно размыта
(сохранилась лишь в мульдах синклинальных структур) и перекрыта морскими
отложениями нижнекаменноугольного возраста.
Как отмечено выше, в конце девона наметилось качественное изменение ус¬
ловий выветривания в результате распространения древесной растительности и
288
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
возникновения гумидных лесных ландшафтов. Вместе с тем на протяжении дли¬
тельного отрезка геологического времени отсутствовали травянистые сообще¬
ства, приспособленные к засушливым условиям. Вследствие этого уменьшение
атмосферной увлажненности сопровождалось резким уменьшением интенсив¬
ности гипергенного преобразования исходных пород, а также энергичной эрози¬
ей и широким размахом переотложения ранее сформированных кор выветрива¬
ния. Наземная растительность верхнего палеозоя в значительной мере тяготела
к условиям повышенного увлажнения. Поэтому развитие лесной растительности
преимущественно происходило в супераквапьных ландшафтах типа обширных
лесных болот. Образованию подобных ландшафтов способствовали преоблада¬
ние гумидных климатических условий и широкое распространение в карбоне
низменных равнин, подтопленных океаническими и эпиконтинентальными мо¬
рями. Не только растения, но и значительная часть животных была локализована
в супераквапьных ландшафтах, и доминирующей группой являлись разнообраз¬
ные земноводные.
Лесные ландшафты верхнего палеозоя вначале были приурочены к примор¬
ским болотам и низменностям. Поэтому каменные угли верхнего девона и ниж¬
него карбона имеют паралическое (прибрежно-морское) происхождение. Позже
лесная растительность распространилась на внутриконтинентапьные заболочен¬
ные низменности, что повлекло за собой колоссальное накопление каменных уг¬
лей континентального озерно-болотного генезиса.
С начала карбона четко намечаются две лесные зоны, отличающиеся терми¬
ческим режимом и составом растительности. В Южном Казахстане и Средней
Азии существовали леса с богатой растительностью, состоящей из лепидоденд-
ровых, сигиллярий, настоящих каламитов. Для этой растительности характерны
приспособления, облегчающие транспирацию. У деревьев отсутствуют годичные
кольца. На этом основании можно предполагать господство здесь влажного вы¬
сокотермического климата без существенных сезонных колебаний температуры
и влажности. На большей части территории России констатированы леса, в со¬
ставе которых Преобладали кордаитовЫе и отсутствовали многие представите¬
ли жаркого гумидного пояса. Для растении северной гумидной зоны характерны
четкие годовые кольца, свидетельствующие о сезонных колебаниях температуры.
По-видимому, эти леса, которым А.Н. Криштофович дал образное название кар-
даитовой тайги, развивались в условиях гумидного климата с сезонными колеба¬
ниями температур.
Коры выветривания каменноугольного и нижнепермского времени изучены
пока недостаточно. Можно отметить, что широко распространенные на Русской
платформе переотложенные продукты выветривания этого возраста имеют пре¬
имущественно кварцево-каолинитовый состав, что свидетельствует о глубоком
гипергенном преобразовании исходного материала. Известны данные о корах вы¬
ветривания карбона и перми в Западной и Восточной Сибири [Милашев, 1959], а
также в Средней Азии [Абдуллаходжаев и др., 1963].
Глава IV Древняя кора выветривания
289
Во второй половине пермского периода происходят резкая аридизация кли¬
мата и увеличение области суши. Постепенно сокращались и исчезали супера-
квальные ландшафты, занимавшие большие площади и являвшиеся основным
местообитанием влаголюбивой верхнепалеозойской растительности.
Лишь немногие растительные группы смогли приспособиться к нарастающей
аридности. На огромной территории совершенно исчез сплошной растительный
покров, растительность сосредоточилась в относительно небольших убежищах
- отрицательных элементах рельефа - в долинах рек и впадинах с периодически
существовавшими водоемами.
Сокращение площади лесов повлекло за собой энергичную эрозию продуктов
выветривания и поверхностной части коренных пород. В этих условиях на значи¬
тельной территории происходило переотложение продуктов выветривания в виде
континентальных красноцветных отложений аллювиально-дельтового, частич¬
но озерного или лагунного типа. Красноцветные отложения этого возраста ши¬
роко распространены на площади Русской и Сибирской платформ и в других
районах.
При изучении обломочной части пермотриасовых континентальных крас¬
ноцветных отложений Западного Приуралья было установлено, что процессы
эрозии с нарастающей интенсивностью охватывали области от западного склона
Урала до его осевой части [Саркисян, 1949]. Полимиктовый состав песчаников
и конгломератов пестроцветной толщи указывает на слабую гипергенную про¬
работанность исходных пород. Это было вызвано как аридными условиями, так
и энергичным воздыманием области сноса. Присутствие среди пестроцветной
толщи глинистых минералов (в том числе каолинита), по-видимому, связано с
размыванием нижнепермской и каменноугольной коры выветривания, сформи¬
рованной в гумидных условиях. Следовательно, состав обломочных и глинистых
компонентов красноцветных отложений был предопределен составом исходных
пород и характером их гипергенного преобразования в предшествовавшую эпоху
гумидного выветривания.
Большой интерес представляют процессы эпигенетического преобразования
этих отложений, в результате которого они приобрели свойственные им призна¬
ки: красный цвет, карбонатность, огипсованность, иногда засоленность.
При изучении геохимии красноцветов А.И. Перельман и Е.Н. Борисенко
[1962] пришли к выводу, что характерные особенности этих отложений - их об¬
разование в результате деятельности поверхностных вод и в то же время окисли¬
тельная обстановка их формирования, равно как и отдельные признаки засуш¬
ливости, - связаны с отсутствием выдержанного растительного покрова в этих
ландшафтах.
Как установили упомянутые авторы, пермотриасовые красноцветы характе¬
ризуются своеобразным микроэлементным составом. В них обнаружено повы¬
шенное содержание по сравнению с кларковыми значениями бария, галлия и
свинца, на отдельных участках - меди, никеля, кобальта и других химических
290
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
элементов. Это обстоятельство, по-видимому, связано с избирательной аккуму¬
ляцией рассеянных химических элементов в процессе переотложения продуктов
верхнепалеозойского гипергенеза и последующего их преобразования.
Таким образом, пермотриасовые красноцветные отложения представляют
собой сложное гипергенное образование, состоящее из переотложенных компо¬
нентов гумидных кор выветривания нижнепермского возраста и минералов ко¬
ренных пород, подвергшееся после осаждения преобразованию в специфических
ландшафтно-геохимических условиях, способствовавших активной фиксации
гидроксидов железа на глинистых минералах.
Кора выветривания мезозоя
Термический режим климата в мезозое слабо изменялся между низкими и
высокими широтами. Для северной половины Евразии, согласно В.М. Синицыну
[1966], намечается два термических типа климата: тропический и мезозойский
бореальный, не имеющий современного аналога. От современного субтропиче¬
ского второй тип климата отличался отсутствием прохладного зимнего сезона,
связанного с поступлением холодных масс воздуха из области умеренного кли¬
мата, который в мезозое, по-видимому, не был выражен.
На протяжении мезозоя происходила дифференциация термического режима
планеты. В первой половине триаса на преобладающей части северной половины
Евразии был распространен тропический климат, а позже расширилась зона ме¬
зозойского бореального климата. В связи с возраставшей контрастностью терми¬
ческого режима усилились процессы циркуляции атмосферы и стали намечаться
сезонные различия термического режима. В итоге к концу мезозоя бореальный
тип климата несколько приблизился к субтропическому.
Так как температурный режим на протяжении мезозоя слабо изменялся,
основные колебания климата конкретных районов определялись степенью
атмосферного увлажнения. Увлажнение то усиливалось, и возрастала площадь
гумидных ландшафтов, то понижалось, и соответственно увеличивалась пло¬
щадь аридной зоны.
Изменение климатических условий оказывало определяющее влияние на со¬
стояние важнейшего фактора гипергенеза - растительного покрова.
Общая аридизация, начавшаяся в верхней перми, достигает своего максиму¬
ма в начале триаса. Палеогеографические условия этого времени представляются
в следующем виде.
В Казахстане и Средней Азии в нижнем триасе предполагается господство
экстрааридных ландшафтов с очень редкой растительностью, состоящей из древ¬
них хвойных птеридоспермов и цикадофитов. Растительность имела резко выра¬
женный ксерофильный облик; среди остатков обнаружены экологические формы,
аналогичные кактусам. Для этих ландшафтов весьма характерными были двоя¬
Глава IV. Древняя кора выветривания
291
кодышащие рыбы, обитавшие в небольших, часто пересыхавших водоемах. На
большей части современной территории Евразии были распространены менее за¬
сушливые условия, и растительный покров был более сомкнут. В этих ландшаф¬
тах, также тяготевших к долинам рек и озерным впадинам, произрастали хвощи,
папоротники, мелкорослые кордаиты и жили земноводные пресмыкающиеся.
В верхнем триасе увеличивается атмосферное увлажнение. Материковая по¬
верхность постепенно покрывается лесной растительностью. Одновременно со¬
кращается площадь суши.
Кульминация гумидности намечается в первой половине юрского периода. На
большей части древней суши - от Земли Франца-Иосифа до Дальнего Востока
- была распространена лесная растительность, состоящая из древних хвойных
и гинкговых, с папоротниками в подлеске. Влажные леса мезозоя в отличие от
заболоченных лесов верхнего палеозоя не ограничивались преимущественно су-
пераквальными условиями, а сплошь занимали водораздельные пространства.
Изучение состава растительных остатков позволяет предполагать, что хвойные
леса покрывали возвышенности, леса хвойно-гинкгового состава были распро¬
странены на равнинах, а на болотистых низменностях произрастали заросли па¬
поротников и хвощевых [Маркович и др., 1962].
Зона хвойно-гинкговых лесов с юга окаймлялась зоной смешанных цикадо-
фитохвойно-гинкговых лесов. На крайнем юге Восточно-Европейской равнины
и Средней Азии располагалась растительность цикадофитов и древовидных теп¬
лолюбивых папоротников. Близкий состав среднемезозойской растительности
свидетельствует о сравнительно однотипных условиях выветривания. По мне¬
нию В.М. Синицына [1966], среднегодовое количество осадков составляло
1500-2500 мм с равномерным распределением по сезонам. Гумидность условий
усиливалась постоянной плотной облачностью. Таким образом, на протяжении
около 30 млн. лет почти вся древняя суша являлась территорией интенсивного
гипергенного преобразования, а мощные коры выветривания мезозойского воз¬
раста чрезвычайно широко распространены. На протяжении последних десяти¬
летий эти коры обнаружены от Западной Украины до тихоокеанского побережья
и от Арктики до хребтов Средней Азии. В отдельных районах мезозойская кора
выветривания хорошо сохранилась и занимает большую площадь. На карте древ¬
ней коры выветривания СССР видно доминирующее положение образований
мезозойского этапа гипергепеза. Особо отметим проявления мезозойского вы¬
ветривания, все чаще обнаруживаемые за полярным кругом. Коры выветривания
отмечены на Кольском полуострове [Сидоренко, 1958], на Полярном Урале [Ка-
лецкая, Миклухо-Маклай, 1961], в Усть-Енисейском районе [Запорожцева, 1956],
на Таймыре [Мирошников, 1960] и на островах Северного Ледовитого океана
[Пирожников, 1965].
В конце юрского периода начинается новый этап аридизации. Количество
осадков составляло, вероятно, около 1000 мм в год при неравномерном распреде¬
лении их по сезонам [Синицын, 1966]. Площадь, занимаемая влаголюбивой рас¬
292
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
тительностью, сильно сократилась, уступив место ксерофильному редколесью.
У растений вырабатывались приспособления, позволявшие переносить сухие
периоды (например, у цикадовых образовались кожистые листья и хорошо разви¬
тая кутикула). Эти ландшафтные условия оказались весьма благоприятными для
развития фауны динозавров.
Аридизация ландшафтных условий совершалась параллельно с нарастающим
сокращением суши. Возможно, поэтому степень аридности в верхней юре была
значительно меньшей, чем в нижнем триасе. Область распространения аридных
ландшафтов охватывала лишь южную половину верхнеюрской суши в пределах
Советского Союза. Аналогичные ландшафтные условия продолжали сохраняться
и в начале нижнемелового времени.
Во второй половине нижнего мела на протяжении альб-аптского времени
происходит важнейшая перестройка растительного покрова. Сокращается чис¬
ленность и разнообразие гинкговых и цикадофитов. Быстро распространяют¬
ся покрытосеменные (магнолии, лавры, платаны, эвкалипты, дубы) и хвойные
новой формации - сосновые, приспособленные к относительно сухим усло¬
виям, и таксодиевые, характерные для ландшафтов избыточного увлажнения (по
В.А. Вахрамееву). Поэтому, когда во второй половине мелового периода вновь
наступил гумидный этап, широко распространились хвойно-широколиственные
леса, получавшие, по-видимому, 800-1500 мм в год атмосферных осадков. Пло¬
щадь, занятая лесными ландшафтами, значительно увеличилась за счет области
мезозойской складчатости Северо-Востока и Дальнего Востока. В аридной зоне,
занимавшей незначительную часть верхнемеловой суши Евразии, растительность
была представлена редкими рощами и галерейными лесами у рек.
Причины резкого изменения состава растительности в середине мелового пе¬
риода точно не установлены. В.М. Синицын высказал предположение, что это
определяется не изменением теплового режима при выпадении осадков, а умень¬
шением облачности и воздействием прямой солнечной радиации. Максимум сол¬
нечности упомянутый автор предполагает в верхнемеловое время, с чем связыва¬
ет вымирание динозавров.
Исчезновение среднемезозойской растительности А.И. Перельман [1966]
объясняет слабой биогенной аккумуляцией химических элементов, не компенси¬
ровавшей их вынос из коры выветривания и почвы. Нарастающая потеря физио¬
логически важных химических элементов в результате формирования автомор-
фной коры выветривания обусловила не только вымирание среднемезозойской
флоры, но и появление высокозольных растений, активно противодействующих
выносу элементов минерального питания из почвы.
Итак, на протяжении мезозоя формирование автоморфной коры выветривания
происходило в однотипных гумидных ландшафтных условиях под воздействием
своеобразного климата и мезофитной лесной растительности. Травянистые сооб¬
щества, приспособленные к аридным условиям, отсутствовали. Вследствие этого
уменьшение атмосферной увлажненности в мезозое (как и в верхнем палеозое)
Глава IV. Древняя кора выветривания
293
сопровождалось резким уменьшением интенсивности гипергенного преобразо¬
вания исходных пород, а также энергичной эрозией и широким размахом пере-
отложения ранее сформированных кор выветривания. Поэтому среди продуктов
выветривания мезозоя продолжают доминировать кислые коры выветривания гу-
мидных лесных ландшафтов.
В аридной зоне в автономных ландшафтно-геохимических условиях мощная
кора выветривания не образовывалась. Весьма характерным продуктом гипер-
генеза аридных ландшафтов были красноцветные континентальные отложения.
Эти образования представляют собой продукты эрозии горных пород и ранее
сформированных автоморфных кор выветривания. Их характерный облик обус¬
ловлен эпигенетическим преобразованием в аридных, часто гидроморфных, ус¬
ловиях без существенного влияния растительного покрова.
Автоморфная кора выветривания мезозоя имеет неодинаковый состав и стро¬
ение на различных исходных породах. Кратко опишем основные типы мезозой¬
ской коры выветривания.
Кора выветривания кислых изверженных пород* Классическим исследо¬
ванием подобной коры выветривания является работа В.П. Петрова [1948]. Автор
считает, что толща каолинов Урала представляет собой кору выветривания ниж¬
неюрского возраста. Кора выветривания кислых полевошпатовых пород имеет
мощность до 100 м, а в местах тектонических нарушений и контактов - еще боль¬
ше. Несмотря на длительную эрозию, в отдельных районах автоморфная кора
гранитов занимает около 50% территории (рис. 9). Участки этой коры выветри¬
вания встречаются на всем протяжении Урала (более 1500 км). Условия залега¬
ния остаточной автоморфной и переотложенной каолиновой коры выветривания
приведены на рисунке 10.
294
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
^Масштаб
Горизонтальный
чп 50|i
Рис. 10. Разрез через Кыштымское месторождение каолинов (по [Петров, 1948])
/ - каолин первичный, сохранивший реликты структуры исходной породы; 2 - слабовывет-
ренный гранито-гнейс; 3 - выветренный слюдяной сланец; 4 - выветренный амфиболит; 5 - торф;
6 - вторичный каолинит с кварцевой галькой (переотложенная кора выветривания); 7 - пески. Циф¬
ры над профилем обозначают номера скважин
Кора выветривания имеет четко выделяющиеся генетические горизонты.
Снизу вверх следуют: 1) дезинтегрированная исходная порода, 2) гидрослюдис¬
тый горизонт, 3) каолинитовый горизонт.
Результаты химического анализа на первый взгляд создают впечатление о
сравнительно небольшом изменении состава по профилю коры выветривания на
гранитах. Однако сопоставление минералогического состава исходной породы и
конечного продукта выветривания - каолинитового горизонта - показывает, что
в процессе формирования мезозойской коры выветривания гранитов был полно¬
стью преобразован минеральный состав (табл. 9).
В.П. Петров проследил все стадии преобразования полевых шпатов через
гидрослюды различной степени гидратации до каолинита. Баланс вещества
при формировании автоморфной коры выветривания гранитов показан на схеме
(рис. 11).
Помимо автоморфной остаточной мезозойской коры выветривания гранитов
на Урале распространена переотложенная кора выветривания в виде так называе¬
мых вторичных каолинов. Нижнемезозойская каолиновая кора распространяется
от Урала на восток. Она обнаружена на Западно-Сибирской равнине под мощным
Таблица 9
Средний минеральный состав исходной породы и каолинитового горизонта
автоморфной коры выветривания на граните, %
Минералы
Средний состав
гранита
Состав каолинитового горизонта, Еленинское
месторождение [Петров, 1948]
Полевые шпаты
60
-
Гидрослюда
-
5,3
Каолинит
-
64,2
Темноцветные компоненты
10
-
Кварц
30
28,5
Глава IV. Древняя кора выветривания
295
Рис. 11. Баланс вещества и изме¬
нение объемов по профилю автоморф-
ной нижнемезозойской коры вывет¬
ривания гранитов, в % от исходного
гранита (по [Петров, 1967])
покровом осадочных отложе¬
ний мезо-кайнозойского воз¬
раста [Казанский и др., 1964].
Столь же мощная као¬
линовая кора выветривания
имеется на Украине, где она
развита на гранитах, крис¬
таллических сланцах и лай¬
ковых породах кристалличе¬
ского фундамента. Именно эта
кора явилась первым объектом
специального изучения древних продуктов выветривания на территории России
[Гинзбург, 1912]. Каолиновая кора Украинского кристаллического щита сохрани¬
лась на бол ыиих площадях и обладает мощностью до 60 м и более [Лучицкий, 1928].
Каолиновая кора выветривания несколько меньшей мощности обнаружена в ряде
районов Казахстана. Здесь остаточная площадная кора выветривания обнаружена
на участках нижнемезозойской поверхности выравнивания. Согласно данным
В.Н. Разумовой [1956], кора выветривания биотитовых и роговообманковых гра¬
нитов и гранито-гнейсов Казахского нагорья имеет трехчленное строение. Ниж¬
ний горизонт представлен дезинтегрированными исходными породами, слабо
осветлен. Здесь начинаются процессы гидратации мусковита и хлорита. Следу¬
ющий выше горизонт имеет пеструю окраску. Структурно-текстурные признаки
исходных пород еще заметны, хотя первичные минералы полностью замещены
агрегатом глинистых минералов, главным образом гидрослюдами, частично гид¬
рохлоритами и монтмориллонитом. Выше располагается горизонт белых каоли¬
нов. В основании он еще сохраняет реликты первичной структуры, но в верхней
части совершенно бесструктурен.
На отдельных участках каолиновая кора выветривания обнаружена в Средней
Азии, где она сохранилась преимущественно в тектонических депрессиях под
покровом более поздних осадочных отложений. Примером может служить кора
выветривания Ангренского грабена. Каолиновая кора сформирована на кварце¬
вых порфирах и других эффузивных породах верхнего палеозоя и триаса. Обра¬
зование ее, по-видимому, произошло в самом конце триаса, так как она перекрыта
угленосными отложениями нижнеюрского возраста. В профиле коры выделяются
(снизу вверх) горизонты слабо измененной исходной породы - гидрослюдистый
и
S
2-
Si02
Общий4
вынос
1 1
1 1
1 j
00
KjO + NsbO
КгО
Плагиоклаз
№25
\
\
\
\
ч
\
\
\
\
ч
Поры
сэо
Л к
Поры
Ортоклаз
ч
Гидро-
мусковит
Каолинит
Биотит
Биотит
Кварц
Кварц
Кварц
Гранит
По границе
зон дресвы
и гидрослюды
■Мд ♦ Fe*<
>2
Каолин
296
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
и каолинитовый. Горизонт белых каолинов иногда достигает большой мощности,
превышая всю остальную часть профиля. Общая мощность коры выветривания
измеряется десятками метров.
Нижнемезозойская каолиновая кора выветривания развита в Иркутском бас¬
сейне, где она обычно покрыта угленосными континентальными отложениями
(рис. 12).
Автоморфная каолиновая кора сохранилась на возвышенных участках ниж¬
непалеозойского фундамента, а переотложенная обычно встречается на склонах
поднятий или в понижениях древнего рельефа.
Каолиновая кора на кислых изверженных и метаморфических породах широко
распространена и в других районах: в Кузнецком Алатау, Саянах, на Алтае и др.
Помимо автоморфной коры выветривания кислых кристаллических пород из¬
вестны продукты ее переотложения (переотложенная кора выветривания) в виде
так называемых вторичных каолинов.
Кора выветривания средних и основных изверженных пород. Извержен¬
ные породы основного и среднего состава богаты темноцветными компонента¬
ми. За счет гипергенного преобразования этих компонентов возникают вторич¬
ные яркоокрашенные минералы, обусловливающие окраску генетических гори¬
зонтов. Поэтому остаточная кора выветривания изверженных пород среднего и
основного состава обычно имеет хорошо выраженное четырехчленное строение
профиля.
Мезозойская кора выветривания средних и особенно основных изверженных
пород изучена на юге Урала (Кемпирсай, Буруктал), на территории Украинского
кристаллического щита (Волынский габбровый массив), на площади распростра¬
нения сибирских траппов, в Центральном Казахстане и некоторых других райо¬
нах.
Древняя кора выветривания диоритов Южного Урала имеет следующий со¬
став. Нижняя ее часть представлена горизонтом дезинтегрированной горной
породы. Выше располагается горизонт, характеризующийся полным преобразо¬
ванием силикатов исходной породы. Среди новообразований основное значение
ЮЗ СВ
Рис. 12. Схема строения центральной части Иркутского бассейна (по [Бессолицын, 1963])
1 - присаянская свита (J2); 2 - черемховская свита (J | 2); 3 - кора выветривания; 4 - заларинская
свита (J,); 5 - нижний палеозой
Глава IV. Древняя кора выветривания
297
имеют гидрослюды и гидрохлориты, причем первые преобладают в верхней части
горизонта, а вторые - в нижней. Третий горизонт отличается гидрослюдисто-као-
линитовым составом, имеет желтовато-серый цвет и рыхлое сложение. Верхний
горизонт представляет собой скопление конечных продуктов гипергенного пре¬
образования минералов исходных пород. Цвет горизонта буровато-желтый, ос¬
новная масса состоит из каолинита с примесью гидрогётита. Изверженные поро¬
ды среднего состава обычно образуют небольшие массивы или дайки. Мощность
коры выветривания увеличивается в приконтактной части даек. Характеристика
химического состава коры выветривания диоритов приведена в таблице 10.
Строение остаточной коры выветривания основных изверженных пород на¬
поминает выше описанную кору выветривания изверженных пород среднего со¬
става.
Нижний горизонт остаточной коры выветривания роговообманкового габбро
Северного Казахстана [Разумова, 1956] представлен дезинтегрированными, сла¬
бо побуревшими габбро. Выше располагается пестроцветный горизонт, где среди
новообразований преобладают гидрослюды и гидрохлориты. Сверху залегают
каолины, тонко пигментированные гидрогематитом.
На Урале изучена кора выветривания диабазов, входящих в толщу характерных
для этого района так называемых зеленокаменных пород [Гинзбург, Писемский,
1962]. Диабазовый комплекс представлен экструзивными породами основного
состава и их туфами. Породы претерпели глубокий региональный метаморфизм,
в результате которого галогенные силикаты частично замещены серицитом, эпи-
дотом, хлоритом, актинолитом и дисперсным гематитом. В основании профиля
выветрившихся диабазов выделяется горизонт дезинтеграции, над которым зале¬
гает гидрохлоритовый горизонт. В нем сохраняется струюура исходной породы,
Таблица 10
Химический состав остаточной коры выветривания диоритов Южного Урала,
% (по [Никитин, 1956|)
Компонент
Неизмененный
диорит
Горизонты коры выветривания
гидрохлоритовый
каолинитово-гидрогбтитовый
Si02
51,88
49,60
49,39
тю2
0,58
0,72
1,01
а,2°з
19,84
19,21
31,18
Fe203
1,35
5,20
3,73
FeO
4,56
2,40
0,25
MgO
4,85
5,80
0,36
CaO
8,36
5,64
0,80
Na O+K О
5,78
4,57
1,26
H20*
0,28
2,69
1,09
Н20+
1,62
1,91
9,87
П.п.п.
0,70
2,15
0,64
Сумма
99,80
99,89
99,58
298
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
но совершенно меняется минеральный состав за счет новообразования гидро¬
хлоритов, гидрослюд и гидроокислов железа. Выше располагается гидрохлори-
тово-гидрослюдисто-монтмориллонитовый горизонт, в котором преобразуются
не только остатки гипогенных силикатов, но и гидрохлориты. В самом верхнем
горизонте профиля преобладают каолинит и монтмориллонит.
По профилю коры выветривания (снизу вверх) резко убывает содержание
кальция, в меньшей степени - других щелочноземельных, щелочных элементов и
кремния. Одновременно возрастает содержание окиси железа и алюминия.
Остатки площадной коры выветривания базальтов обнаружены в Централь¬
ной Сибири на базальтовых покровах - знаменитых сибирских траппах. Форми¬
рование этой коры совершалось на протяжении весьма большого отрезка време¬
ни. Генезис значительной части кор имеет мезозойский возраст.
В профиле выветривания сибирских траппов выделяются три горизонта (сни¬
зу вверх):
1. Горизонт дезинтеграции, в котором происходит частичная хлоритизация
темноцветных минералов и замещение оливина иддингситом, а плагиоклазов
типа андезина-лабрадора - вторичными глинистыми минералами.
2. Горизонт полного замещения первичных минералов гипергенными сили¬
катами с сохранением реликтов структуры исходной породы. Плагиоклазы за¬
мещаются здесь тонкочешуйчатой гидрослюдой и частично минералами группы
каолинита.
3. Верхний горизонт представлен глинистой массой оранжевого или красно¬
ватого цвета. Среди глинистых минералов преобладает каолинит, в значитель¬
ном количестве присутствуют гидрогематит, гётит и часто минералы гидроокиси
алюминия. В ряде случаев в верхнем горизонте коры выветривания базальтов на¬
блюдается резкая концентрация минералов группы гидроокислов железа и алю¬
миния. В таблице 11 приведены примеры изменения химического состава по про¬
филю коры выветривания траппов, соответствующие обоим указанным случаям.
Для профиля I коры выветривания траппов данных минералогического ана¬
лиза не имеется. Минеральный состав исходной породы профиля II следующий
(в %): плагиоклаз-56,53; пироксен моноклинный (вкрапленники) -19,11; оливин
- 4,78; иддингсит (по оливину) - 15,08; основная масса - 3,53; магнетит - 0,97.
В верхнем горизонте все минералы исходной породы, кроме магнетита, полно¬
стью отсутствуют, уступая место гидроокислам железа и другим гипергенным
минералам.
Для коры выветривания изверженных пород среднего и основного состава
намечается зависимость между составом гипергенных силикатов и силикатов ис¬
ходных пород. Чем больше в исходной породе основных плагиоклазов и хлори¬
тов, тем большее значение в коре выветривания приобретают минералы группы
монтмориллонита; чем больше кислых плагиоклазов и серицита, тем большее
значение имеют каолинит и гидрослюды. Монтмориллонитовая кора выветри¬
вания особенно характерна для эффузивных горных пород среднего состава, а
Глава IV. Древняя кора выветривания
299
Таблица II
Химический состав коры выветривания сибирских траппов, %
Компонент
Неизмененная трапповая
порода
Горизонты
части п
срединной
рофиля
Каолинитово-
гидроокисный горизонт
I
II
1
11
I
II
Si02
47,54
48,91
44,62
33,02
43,67
16,44
а,2°з
15,64
15,60
16,70
27,80
24,99
20,73
FeA
4,81
2,60
14,21
21,12
12,34
41,44
FeO
9,97
10,12
5,18
0,71
1,85
2,89
Ti02
1,33
1,44
1,59
2,36
2,16
5,15
CaO
10,68
9,70
6,44
0,75
1,22
0,76
MgO
5,43
7,51
4,86
1,28
1,91
1,18
K20
0,67
0,41
0,55
0,00
0,29
0,00
Na20
2,33
1,70
1,71
0,03
0,25
0,16
П.п.п
1,16
2,20
4,06
13,15
10,76
10,73
Сумма
99,46
100,19
99,92
100,22
99,44
99,48
I - кора выветривания базальтов южной части Сибирской платформы (Бессолицын, 1963]; II - кора
выветривания диабазов северной части Сибирской платформы [Меняйлов, 1964].
также их туфов. В частности, к подобным разновидностям коры выветривания
относятся известные закавказские месторождения монтмориллонита, образовав¬
шиеся при выветривании эоценовых андезитовых и трахиандезитовых лав.
Мощная мезозойская кора выветривания эффузивов основного состава уста¬
новлена в ряде районов Средней Азии. Она была сильно эродирована, мощность
сохранившейся части профиля не превышает 50 м.
Переотложенная кора выветривания кристаллических пород среднего и ос¬
новного состава изучена пока недостаточно, хотя имеет важное практическое
значение в связи с проблемой генезиса бокситов. Так, например, по мнению
Н.И. Архангельского [1964], нижнемезозойская кора выветривания эффузивов
среднего и основного состава была источником бокситовых месторождений вос¬
точного склона Урала. Намечается связь между корой выветривания основных
эффузивов и месторождениями бокситов в некоторых районах Средней Азии
[Коннов, 1964].
Кора выветривания ультраосновных изверженных пород. Этот тип коры
выветривания был особенно подробно изучен в связи с приуроченностью к нему
месторождений руд никеля и кобальта. Примером является остаточная кора на
ультрабазитах Южного Урала [Гинзбург и др., 1946, 1947].
В результате эпигенетических процессов перидотитовые массивы Южного
Урала были полностью серпентинитизированы. Серпентиниты подверглись ги-
пергенезу в нижнеюрское время. Кора выветривания их имеет преимущественно
следующее строение (снизу вверх):
1. Горизонт малоизмененных серпентинитов. Здесь преобладают серпентин и
другие минералы исходной породы (остатки оливина, хромшпинелиды, хлорит).
300
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
2. Горизонт разложенных или выщелоченных серпентинитов. В этом горизон¬
те наряду с серпентином содержатся вторичные минералы: керолит (основной
продукт замещения серпентина), нонтронит, гидроокислы железа и марганца,
халцедон и опал, магнезит и кальцит.
3. Горизонт нонтронитизированных серпентинитов характеризуется преобла¬
данием железистых силикатов (нонтронит, ферригаллуазит), а также присутстви¬
ем гидроокислов железа и марганца, опала и халцедона.
4. Верхний горизонт представляет собой скопление охристых гидроокислов
железа с подчиненным количеством прочих вторичных минералов.
Мощность коры выветривания - 70-80 м.
Позже автоморфная мезозойская кора выветривания ультраосновных пород
была обнаружена во многих других районах Урала на всем его протяжении [Ку-
земкина, 1963; Яницкий, 1965; и др.]. Значительный фактический материал сви¬
детельствует о том, что при гипергенезе ультраосновных пород в мезозое про¬
исходило интенсивное перераспределение химических элементов по профилю
коры выветривания (рис. 13).
Ориентировочные расчеты баланса вещества при формировании коры вывет¬
ривания ультрабазитов показывают, что уже в первом горизонте вынесено 30-35%
вещества от веса исходной породы, а в верхнем горизонте - около 75% (рис. 14).
В результате происходит уменьшение первоначального объема, что сопровожда¬
ется деформацией жил и даек, пересекавших ультраосновные массивы.
Ультраосновные породы Украинского кристаллического щита на протяжении
длительного времени подвергались интенсивному гипергенному воздействию,
сопровождавшемуся образованием мощной автоморфной коры выветривания.
В большей части районов эта кора, по-видимому, имеет мезозойский возраст. В за¬
висимости от степени эрозии мощность профиля меняется от нескольких метров
до 60-80 м. Строение профиля коры выветривания принципиально такое же, как
на Урале: над дезинтегрированной серпентинитизированной исходной породой
располагается окремнелый и карбонатизи-
рованный горизонт железистых силикатов
типа нонтронита с примесью каолинита
и галлуазита. Выше находится горизонт
скопления гидрогётита и гиббсита. Среди
охристых гидроокислов железа обнаружен
игольчато-волокнистый и чешуйчатый маг-
Рис. 13. Изменение химического состава по про¬
филю автоморфной нижнемезозойской коры вывет¬
ривания серпентинитов
I - неизмененный серпентинит; 2 - горизонт
выщелоченных серпентинитов; 3 - нонтронитовый
горизонт; 4 - горизонт охры
1
Глава IV. Древняя кора выветривания
301
рых других районах Казах¬
ской герцинской платформы. В результате последующей эрозии на значительной
площади автоморфная кора выветривания была уничтожена и лишь частично со¬
хранилась в виде небольших останцов на возвышенных участках древнего релье¬
фа, а также в отдельных местах под покровом третичных отложений.
Особенность остаточной коры выветривания ультраосновных массивов При¬
балхашья - ноздреватое строение верхнего (охристого) горизонта, обусловлен¬
ные энергичной ветровой эрозией.
Своеобразной разновидностью остаточной коры выветривания гипербази-
тов являются окремнелые (“силифицироваиные”) серпентиниты, так называ¬
емые бирбириты. Окремнелые серпентиниты, более устойчивые к эрозии, чем
окружающие породы, выделяются в современном рельефе в виде гряд и сопок.
В профиле этой коры выветривания отсутствуют горизонты, обогащенные нонт-
ронитом и охрами, и необычайно широко развито окремнение верхних горизон¬
тов. Поэтому верхняя часть коры выветривания представлена плотной кремнис-
то-лимонитовой массой. В шлифе видно, что эта масса состоит из остаточного
кварца, халцедона и гидроокислов железа. Есть основания предполагать, что об¬
разование этой разновидности остаточной коры выветривания ультраосновных
пород связано с наложением позднейших проявлений гипергенеза.
Кора выветривания осадочных и осадочно-метаморфических пород.
Кристаллические метаморфические породы - продукты глубокого преобразова¬
ния осадочных (и изверженных) пород в зоне метаморфизма. Поэтому минераль¬
ный состав изверженных и кристаллических метаморфических пород близок, а
302
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
их кора выветривания существенно не отличается. Так, например, древняя кора
выветривания гранитов и гнейсов Урала имеет одинаковое строение и состав.
Площадная кора выветривания достаточно хорошо развивается на некоторых
осадочных и осадочно-метаморфических породах. Характер ее в значительной
мере определяется составом пород. Кора выветривания плохо выражена, если
осадочные породы сложены устойчивыми первичными минералами (например,
кварцем) или минералами, возникшими при гипергенезе (например, глинистыми
минералами).
Хорошо выраженный профиль коры выветривания, как правило, формируется
на осадочных и осадочно-метаморфических породах силикатного неглинистого
состава. Кора выветривания палеозойских осадочных пород (сланцы, полимик-
товые песчаники, конгломераты) широко распространена в Казахстане. Пестро¬
цветный горизонт здесь обычно отсутствует. На неизмененной породе (например,
серицитовых сланцах) располагается горизонт щебенчатой коры выветривания,
выше - переходный горизонт серовато-белого цвета. Здесь процессы выветрива¬
ния проявляются в гидратации серицитовых слюд. Верхний обеленный горизонт
имеет рыхлую, иногда глинистую консистенцию. Основные минералы в этом го¬
ризонте - гидрослюды и остаточный кварц. Изменения химического состава при
выветривании сланцев сводятся в основном к потере железа, что внешне прояв¬
ляется в обелении верхней части коры выветривания.
Имеются указания [Петров, 1965], что при выветривании сланцев в ряде слу¬
чаев формируется не только гидрослюдистый, но и хорошо выраженный каоли-
нитовый горизонт. Мощность профиля выветривания при этом может достигать
100 м. Однако и в этом случае перераспределение вещества в профиле коры вы¬
ветривания имело ограниченные размеры.
Менее отчетливо выражена кора выветривания на осадочных отложениях,
не подвергавшихся метаморфизму. Коры этого типа изучены А.Г. Черняховским
[1963] на Южном Урале. Согласно его данным, развитие гипергенеза в мезозое
для района Орской депрессии представляется в следующем виде.
В результате гипергенного преобразования эффузивно-осадочной толщи си-
лура-девона в верхнем триасе в условиях тропического переменно-влажного
климата была сформирована мощная кора выветривания с хорошо дифференци¬
рованным профилем. Верхний каолинитовый горизонт обогащен гидроокислами
железа и алюминия. Срединная часть профиля имеет гидрохлоритово-каолинито-
вый и гидроокисно-каолинитовый состав. Гидроокисно-каолинитовый горизонт
обладает красным цветом благодаря дисперсному гематиту, возникшему при ги¬
пергенном преобразовании хлоритов.
В конце триаса эта кора выветривания на водоразделах была размыта. Пе-
реотложенный материал, преимущественно хлоритового состава, в отрицатель¬
ных элементах рельефа перекрыл верхнетриасовую кору. Позже на поверхности
этой зеленоватой романкульской свиты в условиях постоянно влажного климата
конца триаса сформировалась слабовыраженная каолиновая кора выветривания
Глава IV. Древняя кора выветривания
303
мощностью до 5 м. При выветривании хлоритовой толщи уменьшилось содержа¬
ние железа и соответственно увеличилось количество всех других компонентов.
А.Г. Черняховский предполагает, что в конце нижней юры каолинизация сменяет¬
ся процессами образования монтмориллонита.
В середине юрского периода в депрессиях рельефа накапливается мощная
толща угленосных отложений. В состав этих отложений входят как продукты
выветривания, перенесенные с водоразделов, так и дальнеприносной обломоч¬
ный материал, представленный главным образом биотитом с примесью кварца,
мусковита, полевых шпатов. Верхняя часть сероцветных угленосных отложений
гипергенно изменена с образованием гидрослюд и гидрогётита. Таким образом,
в толще рыхлых отложений, выполняющих Орскую депрессию, выделяется не¬
сколько слабовыраженных кор выветривания помимо хорошо образованной коры
на палеозойском основании (рис. 15).
Кора выветривания осадочных отложений мезозойского возраста установле¬
на в ряде мест Западно-Сибирской равнины, Алтае-Саянекой области, на площа¬
ди Сибирской платформы, Северо-Востока и Дальнего Востока [Вышемирский,
1959; Плотникова, 1959; Прокопчук, 1965].
Весьма своеобразная кора сформирована на относительно легко растворимых
осадочных породах (известняки, сульфатно-хлоридные отложения).
К-Р
Рис. 15. Положение нижнемезозойских кор выветривания в Орской депрессии (по [Черняхов¬
ский, 1963])
1 - морские и континентальные отложения мела и палеогена; 2 - красноцветы нижнего мела;
3 - верхнеюрский гидрослюдистый элювий; 4 - угленосные отложения средней юры; 5 - средне¬
юрский монтмориллонитовый элювий; 6 - нижнеюрский каолинитовый элювий; 7 - романкульская
свита (рэт-лейас); 8 - красноцветные зоны выщелоченных и окисленных гидрохлоритов и гиббси-
тово-каолинитовая зона верхнетриасовой коры выветривания; 9 - зеленоцветная зона дезинтегра¬
ции и гидрохлорит-каолинитовая зона верхнетриасовой коры выветривания; 10 - эффузивно-оса¬
дочная толща силур-девона
304
Часть 11. Обзор распространенных кор выветривания России...
В нижней части коры выветривания известняков происходило сплошное ме-
тасоматическое замещение карбонатов опалом и халцедоном с сохранением всех
текстурно-структурных деталей исходной породы (горизонт сливного кварцита).
С развитием профиля выветривания начинается растворение наименее устойчи¬
вых (перекристаллизованных) участков опалово-халцедоновой массы. Освобо¬
дившийся кремнезем частично удалялся с трещинными водами, но в значитель¬
ной степени задерживался в нижнем горизонте, обусловливая его окремнение.
В результате массивная окремнелая толща распадается на относительно крупные
обломки (горизонт кварцитового хряща). В дальнейшем образуется мучнистая
масса мельчайших кварцевых обломков (маршаллит). Согласно В.П. Петрову, об¬
разование маршаллита происходит в результате растворения халцедонового ве¬
щества между кварцевыми волокнами.
Профиль автоморфной коры выветривания известняков имеет следующее
строение:
Горизонт сливного кварцита 10-15 м
Горизонт кварцитового хряща 15-20 м
Горизонт маршаллита 10-15 м
Перераспределение вещества при формировании автоморфной коры вывет¬
ривания известняков показано на рисунке 16.
В результате разрушения доломитовых известняков нередко происходит на¬
копление относительно более ус-
ф
Is
2 &
Б §
Ф Э
Ш Ф
со ш
Кремний
Акцессории
Исходный
известняк
Поры
/ \
§ §
Ф о
х ю
3 а-
m 45
|И
s $ S
1£
&
Кремний
Акцессории"
Si02
Перенесено
в нижние
горизонты
Поры
(О
Э
о.
СО
2
Акцессории
тоичивого доломита в виде доло¬
митовой муки.
При выветривании осадочных
горных пород сульфатно-хлорид-
ного состава легкорастворимые
соединения постепенно удаля¬
ются водами, а на месте остает¬
ся своеобразная остаточная кора,
сложенная менее растворимыми
компонентами этих пород. Та¬
ким образом, на соляных залежах
образуются “гипсовые шляпы”
и глинисто-гипсовые скопления
типа кепроков.
Кварцит
Низ
Маршаллит
Верх
Кора выветривания
Рис. 16. Баланс вещества и измене¬
ние объемов по профилю автоморфной
нижнепалеозойской коры выветривания
известняков (по [Петров, 1967])
Глава IV. Древняя кора выветривания
305
Линейная кора выветривания возникает в зонах тектонических нарушений
пород и их изменения под влиянием различных эпигенетических процессов: ре¬
гионально-метаморфических, контактово-метаморфических, гидротермальных,
катагенных. Такие зоны становятся менее устойчивыми к выветриванию, чем
окружающие породы. Стратиграфические контакты обычно также представляют
собой ослабленные зоны благодаря процессам катагенеза и тектоническим явле¬
ниям. Поэтому на этих контактах, на участках, измененных эпигенетическими
процессами, и в зонах тектонического дробления пород создаются благоприят¬
ные условия для более глубокого проникновения гипергенных процессов. Ю.С.
Лебедев [ 1965] при изучении коры выветривания ультраосновных пород южной
части Украинского кристаллического щита установил, что вдоль линейных зон
повышенной трещиноватости на контактах гипербазитов с вмещающими поро¬
дами образуются линейные коры, мощность которых местами превышает мощ¬
ность площадной коры выветривания более чем в два раза (рис. 17).
В случае энергичной площадной эрозии, уничтожающей до корней площад¬
ную кору выветривания, линейные коры менее устойчивы к размыву по сравне¬
нию с основной площадью коренных пород, уже лишенных верхних горизонтов
коры выветривания. Поэтому к ним часто приурочены отрицательные формы
микро- и мезорельефа.
Характер линейных и локальных кор в значительной степени определяется
составом исходных пород. Например, на породах кислого состава линейная кора
будет обычно иметь характер каолиновой. Однако от площадной каолиновой коры
линейная отличается значительно большей мощностью и в отдельных случаях
выпадением гидрослюдистого горизонта. Гидрослюда в этом случае присутству¬
ет в горизонте щебенчатой коры выветривания. Линейная кора выветривания на
ультраосновных породах Южного Урала (кора новоаккермановского типа) при¬
урочена обычно к контактам известняков и гипербазитов [Гинзбург и др., 1946,
1947]. Расчленение на горизонты выражено в ней менее отчетливо, чем в пло¬
щадной. В линейной коре над свежим серпентинитом выделяются (снизу вверх)
горизонт разложенных серпентинитов и горизонт охр, типично спорадическое
окремнение. Таким образом, от соответствующей площадной коры выветривания
линейная отличается отсутствием горизонта нонтронитов.
Рис. 17. Площадная (а) и линейная (б)
коры выветривания на гипербазитах Средне¬
го Побужья (по [Лебедев, 1965])
I - гипербазиты; 2 - граниты, мигматиты,
гнейсы; 3 - площадная кора выветривания на
гипербазитах; 4 - то же на породах кислого
состава; 5 - переотложенная кора выветрива¬
ния; б - балтские отложения; 7 - четвертич¬
ные отложения
306
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
На крайнем севере континентальной Евразии, на мысе Челюскин, Л.Д. Ми-
рошниковым [1960] обнаружена мощная (более 100 м) линейная каолиновая кора
выветривания, развитая на дайках гранит-порфиров. Кора частично эродирована
и перекрыта юрско-меловыми осадочными породами и четвертичными отложе¬
ниями. Сохранился верхний глинистый горизонт с реликтами структуры исход¬
ной породы и мощный гидрослюдисто-дресвяный горизонт. Возраст коры вывет¬
ривания - верхнетриасовый-нижнеюрский.
В Хибинском массиве нефелиновых сиенитов (Кольский полуостров) была
обнаружена оригинальная разновидность линейной коры выветривания. Со¬
гласно данным М.Д. Дорфмана [1960],
к зонам тектонических разломов приу¬
рочена линейная кора выветривания,
спускающаяся до глубины более 500 м.
Мощность такой трещинной коры со¬
ставляет от нескольких сантиметров до
1-4 м (рис. 18). Скорость движения вод
по трещинам находится в зависимости от
падения тектонических зон. Поэтому зоны
различного падения несколько отличают¬
ся составом вторичных минералов. В ниж¬
ней части трещинной коры образуются
преимущественно цеолиты, гидрослюды
и бейделлит. Выше преобладают минера¬
лы группы нонтронит-монтмориллонита.
В верхней части трещинной коры проис¬
ходит разрушение минералов этой группы
с образованием халцедона и гидроокислов
железа. Значительная глубина тектониче¬
ских нарушений позволяет предположить,
что вторичные минералы нижней части
трещин - результат не столько гипергене-
за, сколько катагенеза.
Локальная кора выветривания фор¬
мируется на породах, имеющих очень не¬
большую площадь распространения.
* * г + «Л
* ♦ ♦ * ♦ ♦
If *♦♦♦♦♦
!*l
М W /9 лУ /чТ Й
ЛТ ЛТ A* NW Л 1|
/М ЛЗ AT AJ/J |
ЛТ Л» лд лт ЛТМ|
j АТ лог ataTN j
ЛГ /<г AT м м II
М /м КГ А» AT 1
ЛТ М /\Г АХ Л '1
14 AT AT AT AT ACT AT ЛТ Л1
iUaTЛЯ /МАТ /М AT AT M
'(m'M at AT AT AT ACT AT _aT
цМ AT AT AT /МАТ лт /4"f
4 ЛТлТАТАГ/МА|Л^
ЯЛТ лт AT^3$/C^^A
U NT/М ЛГ^~АТ~
1*1 ЛТ ЛГАГАГЛ/1т V ЛТЛТ
Л- А- ЛТ АТ '.
Аг лт ЛТ AJ АТ 1
МЛТ АТ М АТ
'SWT /ч- /М'ТЛу АТ АТ лтм
М лт хм АМАтат/ЧАГМ
,\\1чТ ЛТ ЛТ АТАТ/Ч ЛТ/М К
Г ЛТ * АТ АУЧА^ЛТ
J.K*Om wVmAT АТ АТ
iJryK\ v. \ \
'Кл г *’* *ч ’*%*•’• .*•!
•тфНл*.** *• *.*.*.
• мтьу. ..\\\ w.\
«я» .1М fM f***-l^
•а* «М W «М AM
л
Ы H ^ <4
W »• M У
•/ M rT */ <4
я/ Ы я/ rtf
«М ** rtf ml Ы
W «4 rtf |
w» Ы lВ
A* А/ *tf rtf (jff
^ «гД.
AA А/ M //
г «г т „ а<
М1М г* «* ^ г,
Г* А» <4 А/ я/
— ^ | ** »Ч М р
f W ^ Т К* N W ц
W’P* «*г я/ w
Я/я/м1*¥|М«м«/А
' Г/ я/ «М ЯЯ ^ ^ ^
*** W ^ (rf P« А/ (X
*-~s~
7 W ** г* Г* А» А» AX M
^ ^ ^ ^ W
А/ й/ ^ Н <*«*«**
>Л лл Гм N W N ^ м
чАаал
»ААЛЛАЛАА>.|^ А» W М м w
ЧАЛАЛЛЛ/ЧА АААХ.^ А/ А/ М
члДААллааАлаАл'>С*..А4 IM м (М
чАалДадаааала\алаЛ'..Ы «а* ,
А А АААЛ а АлаЛААЛЛАлА''*.
КАааМаа. *А А/Ч^аЛЛ1*АЛла'
5 0 10 20 м
Ь-» I I I I
Е31ЕЭ2 ЕЭзЕЭ4 E3s Ответа 7
581 гор.
554 гор.
527 гор.
500 гор.
473 гор.
446 гор.
392 гор.
Рис. 18. Трещинная кора выветривания в нефе¬
линовых сиенитах Хибинского массива (по [Дорф-
ман, I960])
/ - рисчорриты; 2 - контактная зона; 3 - богатая
апатитом руда; 4 — бедная апатитом руда; 5 - уртит;
6 - трещинная кора выветривания; 7 - морена
Глава IV. Древняя кора выветривания
307
Рис. 19. Профиль коры выветривания кимберлитовой брекчии
трубки “Мир” (по [Рожков, 1963])
I - современная почва; II - глинисто-дресвянистые продукты
выветривания кимберлитов; III - дресвянистые продукты выветривания
кимберлитов; IV - слабовыветренные кимберлиты
Такова триас-юрская кора выветривания на дайках
траппов Сибирской платформы. Дайки в плане представля¬
ют собой изометричные тела от 40 до 100 м в поперечнике,
расположенные среди карбонатных отложений ордовика
[Меняйлов, 1964]. Яркий пример локальной коры выветри¬
вания - известные алмазоносные трубки Западной Якутии.
Они представляют собой жерла, заполненные кимберлитом
- вулканической породой ультраосновного состава. Мно¬
гие кимберлитовые тела с поверхности сильно выветрены
и превращены в глинисто-дресвяную массу грязно-зелено¬
го или желтоватого цвета (рис. 19). В такой массе и были найдены алмазы в труб¬
ке “Зарница” в 1954 г., в трубках “Мир” и “Удачная” в 1955 г.
Основные породообразующие минералы кимберлитов - оливин, флогопит,
хромдиоспид, пироп, ильменит. В результате процессов катагенеза оливин заме¬
щен серпентином, слюдами и хлоритом. Как в исходной породе, так и в нижних
горизонтах коры выветривания серпентинитизированных кимберлитов преоб¬
ладает серпентин. Согласно И.С. Рожкову [1963], нижний горизонт коры вывет¬
ривания представлен грубой щебенчатой породой. Выше располагается мягкий
дресвяный горизонт серовато-зеленого цвета. Здесь обнаружены гидрослюды.
Самый верхний горизонт представляет собой слабообохренную глинисто-дрес¬
вяную массу. Среди глинистых минералов установлены монтмориллонит и апь-
фа-керолит. Химический состав по профилю меняется очень слабо.
I
и
in
IV
Некоторые особенности мезозойской коры выветривания
Автоморфная кора выветривания на протяжении верхнего палеозоя и мезозоя
формировалась в гумидных лесных ландшафтах в условиях рельефа и тектони¬
ческого режима, способствующих интенсивному промыванию мощного профиля
выветривания. В этих условиях особо важное значение имел состав исходных по¬
род, определивший различия в составе продуктов гипергенеза. Преобразование
минерального состава горных пород сопровождалось перераспределением хими¬
ческих элементов. На основании имеющихся аналитических данных перерасп¬
ределение основных компонентов в процессе формирования различных типов
кор выветривания верхнего палеозоя и мезозоя можно представить следующим
308
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Прочие компоненты
Рис. 20. Эволюция химического соста¬
ва в процессе формирования коры вывет¬
ривания на различных изверженных поро¬
дах в мезозое
Кора выветривания: 1 - гранитов;
2 - диоритов и кварцевых диоритов;
3 - базальтов и порфиритов: а - обычный
профиль, б - профиль с усиленной поверх¬
ностной аккумуляцией гидроокислов желе¬
за и алюминия; 4 - гипербазитов. Точки в
основании кривых характеризуют средний
состав исходных пород (по Дели)
образом. На графике (рис. 20) нанесены точки, соответствующие среднему со¬
ставу исходной породы и генетических горизонтов профиля коры выветривания.
Направление стрелок показывает смену горизонтов (снизу вверх) по профилю и
одновременно развитие процесса.
Процесс автоморфного выветривания различных пород сопровождается не¬
одинаковым перераспределением основных компонентов. Для кислых пород это
перераспределение относительно слабо выражено вследствие сохранения пер¬
вичного кварца, поэтому каолинитовый горизонт коры выветривания гранитов
содержит значительно больше кремнекислоты, чем чистый каолинит. Выветрива¬
ние средних пород сопровождается более заметным изменением состава. Гипер-
генез ультраосновных пород приводит к резкому изменению соотношения основ¬
ных компонентов за счет аккумуляции гидроокислов железа и частично свобод¬
ного глинозема. Таким образом, выветривание кислых и ультраосновных извер¬
женных пород дает два крайних вида автоморфной коры выветривания, между
которыми располагаются коры других изверженных пород. Это отражается не
только на химизме, но и на минеральном составе и строении профиля кислых и
ультраосновных пород (табл. 12).
Таблица 12
Строение црофиля мезозойской коры выветривания кислых
и ультраосновных изверженных пород Урала
Кора выветривания
Горизонт
кислых пород
ультраосновных
пород
состав
мощность, м
состав
мощность, м
Верхний
Каолинитовый
30-50
Охристый
5-6
Срединной
Гидрослюдистый
10-20
Нонтронитовый
8-10 (до 15)
части профиля
Выщелоченные
серпентиниты (часто
карбонатизиро ванные)
20-40
Нижний
Щебенчатый
50-80
Щебенчатый
Исходные
Гранит, сиенит,
Серпентинит,
породы
гнейс
перидотит, дунит
Глава IV. Древняя кора выветривания
309
Весьма своеобразна кора выветривания основных изверженных пород, глав¬
ным образом порфиритов и базальтов. Обобщение данных различных авторов
показывает, что в одних случаях их профиль выветривания развивается по типу
выветривания кислых пород, в других сопровождается накоплением в верхнем
горизонте свободных гидроокислов железа и алюминия. Можно предположить,
что это связано с физико-химическими и географическими условиями древних
ландшафтов (окислительно-восстановительная характеристика, степень гидро¬
морфизма и др.).
На протяжении мезозойского этапа гипергенеза наряду с миграцией главных
химических элементов осуществлялось энергичное перераспределение редких
и рассеянных химических элементов. Результаты этого процесса в мезозойских
гипергенных образованиях выражены значительно отчетливее, чем в более древ¬
них. В настоящее время еще нет возможности дать более или менее исчерпыва¬
ющую количественную характеристику концентрации рассеянных элементов в
различных типах мезозойской коры выветривания. Можно лишь отметить, что
определяющее значение для формирования микроэлементного состава кор вы¬
ветривания имел состав исходных пород.
Для коры выветривания кислых горных пород, как правило, типично сниже¬
ние уровня содержания большей части рассеянных химических элементов. Так,
например, автоморфная остаточная кора выветривания гранитоидов и близких
по составу метаморфических пород характеризуется той же ассоциацией рассе¬
янных элементов, что и исходные породы: цирконий, иттрий, бериллий, галлий,
олово, молибден, цинк, свинец, медь, барий, стронций, литий и др. При этом со¬
держание большей части перечисленных химических элементов в верхнем (ка-
олинитовом) горизонте профиля коры выветривания ниже, чем в исходной по¬
роде. Особенно резко - на математический порядок, а иногда и более - умень¬
шается содержание геохимически подвижных элементов, например, стронция.
В коре выветривания обычно несколько увеличивается концентрация галлия,
иногда ванадия, циркония и некоторых других рассеянных элементов.
Автоморфная кора выветривания ультраосновных пород содержит иную ас¬
социацию рассеянных химических элементов, которая унаследована от исходных
горных пород. Здесь типичны никель, кобальт, хром, ванадий, отчасти медь и ти¬
тан. При этом в верхних горизонтах профиля содержание некоторых элементов
резко возрастает. Так, например, в мезозойской коре выветривания ультраоснов¬
ных пород Кольского массива, на Северном Урале содержание никеля более чем
в три раза превышает его концентрацию в исходных породах [Куземкина, 1965].
Явное увеличение уровней содержания констатируется для некоторых других хи¬
мических элементов.
Следует отметить, что широко распространенная переотложенная кора вы¬
ветривания мезозойского этапа гипергенеза, имеющая преимущественно каоли-
нитовый или каолинитово-гидрослюдистый состав, более богата рассеянными
элементами, чем остаточные каолиновые коры. При сравнительном изучении
310
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
остаточных и переотложенных каолиновых кор выветривания Урала было обна¬
ружено, что переотложенные формы более богаты рассеянными химическими
элементами [Петров, 1948]. Аналогичное обстоятельство отмечалось выше при
характеристике переотложенных продуктов верхнепалеозойского этапа гиперге-
неза. Возможно, что некоторое обогащение рассеянными элементами - харак¬
терная черта переотложенной коры выветривания. Это предположение особенно
вероятно для регионов с широким развитием горных пород кислого состава.
Для автоморфных кор выветривания верхнего палеозоя и мезозоя характерно
наложение последующих процессов, как гипергенных, так и относимых к ката¬
генезу. Особенно распространены явления окремнения мезозойских кор вывет¬
ривания.
Ранее выделялась так называемая пеликанитовая кора выветривания в каче¬
стве одной из разновидностей древней коры выветривания. Пеликаниты пред¬
ставляют собой смесь переменных количеств вторичных минералов кремнезема
(опала, халцедона) и каолинита. Как правило, подобная кора выветривания раз¬
вита на гранитах, хотя отмечены случаи ее образования на различных извержен¬
ных породах. Особенно подробно изучены пеликаниты Украины и Казахстана.
Пеликанитовая кора выветривания пространственно связана с каолиновой корой.
Благодаря большой устойчивости к эрозии окремнелые участки выделяются в ре¬
льефе среди легкоэродируемой каолиновой коры выветривания. Пеликанитовая
кора выветривания часто связана с окремнелыми (опаловыми) песчаниками эо¬
цена. Как выясняется в последнее время, и та и другая связь представляет собой
не только пространственное, но и генетическое явление. Наложенное окремнение
столь заметно, что отдельные исследователи приписывают пеликанитам гидро¬
термальный генезис.
Известны случаи окремнения, наложенного на нормальный профиль коры
выветривания ультраосновных пород. Окремнелые серпентиниты (бирбириты)
распространены на большой территории Мугоджар, Южного и Центрального Ка¬
захстана. По-видимому, эти образования, так же как и пеликаниты, генетически
связаны с явлениями окремнения, широко распространенными в начале палеоге¬
на. Окремнелые песчаники (бучакские, эоценовые и пр.) распространены на Ук¬
раине, в бассейне Среднего Дона, в Поволжье, на Южном Урале и в Казахстане.
Есть основания предполагать, что эоценовое время характеризовалось гиперге-
незом, протекавшим в засушливых условиях. Процессы выветривания этого пе¬
риода наложились на более ранние гипергенные образования.
Некоторые исследователи [Разумова, 1956] придерживаются взгляда, что об¬
разование отдельных горизонтов профиля выветривания связано не с его эволю¬
цией в определенных ландшафтных условиях, а с изменениями климата.
В процессе наложения более молодых проявлений гипергенеза на более древ¬
ние часть признаков предыдущих фаз и стадий гипергенеза утрачивается. На¬
иболее благоприятную ландшафтно-геохимическую обстановку для сохранения
признаков прошлых эпох гипергенеза представляет обстановка пустынь.
Глава IV. Древняя кора выветривания
311
Исследованиями А.И. Перельмана [1966] установлено широкое распростра¬
нение древней (верхнетриасовой-нижнеюрской) коры выветривания в Средней
Азии. Особенность коры выветривания Средней Азии - необъяснимая на пер¬
вый взгляд ассоциация глинистых минералов с гипсом и некоторыми другими
легкорастворимыми минералами. Это объясняется наложением на древнюю кору
выветривания кайнозойского гидроморфного гипергенеза. Благодаря специфиче¬
ским «консервирующим» ландшафтно-геохимическим условиям пустыни в древ¬
ней коре выветривания сохранились реликты верхнетретичного гипергенеза.
Автоморфные площадные коры в связи с дифференциальными тектониче¬
скими движениями подвергались размыву. Особенно интенсивно это происходи¬
ло в эпохи сокращения площади лесной растительности. Поэтому автоморфные
коры сопровождаются переотложенной корой выветривания в виде различных
типов континентальных отложений. Материал размываемой коры выветривания
также входил в состав обломочных морских отложений. Так, например, состав
меловых и третичных глинистых отложений Казахской платформы в значитель¬
ной мере обусловлен мезозойской корой выветривания этого региона [Разумова,
1961]. Среди тонкодисперсных минералов в осадочных отложениях преобладают
каолинит и монтмориллонит, а среди обломочных минералов - кварц. В тяжелой
фракции находятся только устойчивые минералы (ильменит, циркон, турмалин).
Несомненная связь существует между мощными песчано-глинистыми юрс¬
кими отложениями Донецкого бассейна и корой выветривания Украинского крис¬
таллического щита. Общность состава осадочных отложений и мезозойской коры
выветривания хорошо изучена в Западной Сибири [Казанский и др., 1964].
Формирование переотложенной коры выветривания сопровождалось возник¬
новением месторождений некоторых полезных ископаемых (бокситы и железные
руды, каолинитовые глины, россыпи золота, ильменита, циркона и др.).
Нижнекайнозойская кора выветривания
Процессы гипергенеза в палеогене сохраняют ту же направленность, что и в
мезозое. Это обусловлено некоторыми общими чертами географической среды.
Судя по остаткам флоры и фауны, на большей части территории Северной Евра¬
зии в палеогене был распространен климат, близкий к субтропическому.
Как считает В.М. Синицын [ 1966], повышенная облачность в палеогене спо¬
собствовала равномерному распределению тепла на поверхности Земли. Не¬
значительная термическая контрастность обусловливала небольшие различия в
атмосферном давлении. В результате в палеогене, так же как и в мезозое, цир¬
куляционные процессы в атмосфере были ослаблены. Субтропический климат
палеогена отличался от современного отсутствием отчетливо выраженного про¬
хладного сезона, связанного с вторжением холодных масс из области умеренного
климата.
312
Часть II. дбзбр распространенных кор выветривания России...
Разнообразие ландшафтных условий в значительной мере было связано с рас¬
пределением атмосферных осадков. При этом отсутствие крупных орографиче¬
ских барьеров не благоприятствовало созданию экстрааридных условий, подоб¬
ных современным внутриконтинентальным пустыням. Предполагается, что на
основной части территории годовая величина атмосферных осадков составляла
от 500 до 1200-1500 мм.
Как и в мезозое, на большей части Северного полушария в палеогене была
распространена лесная растительность. Однако в конце нижнего мела мезозой¬
ская флора уступила место растительности, в основном состоящей из голосемян¬
ных и новых видов хвойных.
На крайнем севере Русской платформы, Северном Урале, Шпицбергене произ¬
растали хвойно-широколиственные леса с присутствием вечнозеленых растений
в подлеске. Леса северной части Сибири были лишены вечнозеленых растений.
Южнее располагалась широкая зона субтропических лесов также с преоблада¬
нием хвойных и широколиственных, но бодее теплолюбивых форм и с большим
количеством вечнозеленых растений. На юге европейской части России, Украине
и в Казахстане господствовали более разреженные леса из вечнозеленых узколи¬
стных ксерофильных растений (дуб, миртовые, пальмы) при некотором участии
широколиственных (каштан, бук, платан) и хвойных (таксодиум, араукарии).
В этих условиях формировались коры выветривания, в которых образовыва¬
лись те же гипергенные минералы, что и в мезозойских корах. Однако интенсив¬
ность гипергенного преобразования горных пород в позднем меле и палеогене
заметно уменьшилась. Это находится, по-видимому, в связи с общим изменением
климатических условий в сторону меньшей гумидности по сравнению с нижне¬
юрским временем.
Автоморфная кора выветривания палеогена обнаружена на площади Тургай-
ского плато. Она развита на зеленовато-серых морских глинах эоцен-олигоцено-
вого возраста на участках прибортовых поднятий Тургайского прогиба. В про¬
филе выделяется пестрый и белый (каолинитовый) горизонты. Общая мощность
- до 30 м [Бер, 1954]. В пределах Казахской эпигерцинской платформы верхне-
олигоценовая каолинйтовая кора выветривания наибольшей мощности формиру¬
ется на песчано-глинистых отложениях Тургайской свиты [Лавров, 1959], а так¬
же накладывается на профиль триас-юрской коры, образуя характерный горизонт
обеления, иногда с жилками гидроокислов железа [Разумова, 1956].
Более значительная кора выветривания палеогена известна в Алтайском крае,
где она сохранилась под мощным покровом кайнозойских континентальных от¬
ложений (рис. 21). Верхний горизонт этой коры каолинитово-гидрослюдистый.
Палеогеновая кора выветривания изучена О.П. Добродеевым [1965] на пло¬
щади Минусинской котловины и ее горного обрамления. Профиль коры слабо
дифференцирован, верхняя часть имеет гидрослюдисто-галлуазитовый состав.
Мощность меняется от нескольких метров на осадочно-метаморфических поро¬
дах до десятков метров на интрузивных телах.
Глава IV. Древняя кора выветривания
313
Ф
100 0 100200 300м
НИМч Я? ЕулЯтГ7Ъ
Рис. 21. Расположение палеогеновой коры выветривания в условиях горнохолмистых пред¬
горий Алтайского края (по [Щукина, 1956])
/ - континентальные отложения от олигоцена до плейстоцена; 2 - дислоцированные породы
палеозоя; 3 - древняя кора выветривания; 4 - линии молодых разломов
Каолиновая кора выветривания, по-видимому, формировалась на Сибирской
платформе. В Вилюйской и Нижне-Алданской депрессиях под аллювиальными
отложениями олигоцена обнаружены коры выветривания мощностью до 40 м
[Алексеев, 1961].
Палеогеновый гипергенез местами слабо отразился на поверхности мезозой¬
ской коры выветривания в северо-восточной части Украинского кристаллическо¬
го массива.
Уменьшение интенсивности гипергенеза в гумидных условиях палеогена по
сравнению с мезозоем четко отражается в сокращении гипергенного рудообра-
зования. Весьма наглядно это выражено на Урале. На протяжении длительного
этапа мезозойского гипергенеза в этом районе была сформирована мощная авто-
морфная кора выветривания и различные типы переотложенной. При этом как в
автоморфной коре, так и в продуктах ее переотложения возникли разнообразные
месторождения полезных ископаемых: от элювиальных силикатно-никелевых
и железных руд, каолинов до бокситов, осадочных железных руд и кварцевых
песков. Этап палеогенового гипергенеза почти не сопровождается образованием
месторождений полезных ископаемых в автоморфной коре выветривания (рис.
22). Это обусловлено меньшим временем палеогенового этапа гипергенеза по
сравнению с мезозойским и несколько иными условиями лесных ландшафтов
мезозоя и палеогена.
Растительный покров на междуречьях аридной области был очень сильно раз¬
режен. Об этом свидетельствуют крайне скудные флористические остатки. Глу¬
бокого гипергенного изменения пород при этом не происходило. Незначительные
атмосферные осадки не способствовали энергичной эрозии. Среди переотложен-
ных продуктов отмечаются красноцветные глины и песчаники [Зеленова, 1962].
Следует отметить, что в палеогене, так же как и в мезозое, большую площадь
занимали супераквапьные ландшафты. В аридной и семиаридной областях по
речным долинам были распространены галерейные заболоченные леса. Древес-
314
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания
Рис. 22. Эпохи гипергенного рудообразования на Урале (по [Сигов, 1963])
Полезные ископаемые: / - остаточные, 2 - классические, 3 - хемогенные, 4 - органогенные.
Металлогенические эпохи мезозойской (I) и палеогеновой (II) кор выветривания
но-кустарниковая растительность аридных ландшафтов Средней Азии (бадхызс-
кая флора) обладала кожистыми листьями с морщинистой поверхностью и резко
выступавшими жилками. В Казахстане и особенно на юге Восточно-Европейской
равнины на больших пространствах располагались заболоченные леса, населен¬
ные млекопитающими, приспособленными к болотному образу жизни (бронтоте-
риевая фауна). Гипергенез в этих условиях сопровождался возникновением весь¬
ма своеобразных гидроморфных кор выветривания, которые еще недостаточно
изучены. Можно лишь отметить аккумуляцию в этих условиях гидроокислов же¬
леза и алюминия [Лавров, 1959].
С конца эоцена от Северного полюса начинает постепенно распространять¬
ся похолодание климата, обусловившее начало дифференциации растительно¬
го покрова на термические зоны. В верхнем олигоцене четко обозначились два
термических типа растительности: листопадная теплоумеренная (тургайская) и
более теплая вечнозеленая (полтавская). Этому благоприятствовало увеличение
области суши и продвижение лесной растительности к югу в связи с общей гу-
мидизацией климата в олигоцене. В позднем олигоцене происходит событие,
имеющее весьма важные последствия для дальнейшей эволюции гипергенеза,
- в лесах появляется травянистый покров из двудольных.
Продолжающееся похолодание в миоцене осложняется аридизацией. В ре¬
зультате в северной полосе хвойно-широколиственных лесов повышается содер¬
жание бореальных хвойных (ель, пихта, тсуги), а в южной происходит разрежи¬
вание лесного покрова. Освободившееся пространство заселялось травянистой
растительностью, более приспособленной к аридному режиму, чем древесные
породы.
В частности, в южной части Западно-Сибирской равнины широколиственные
леса преобразуются в лесостепь с богатым разнотравно-злаковым покровом; на
юге Восточно-Европейской равнины, на междуречных пространствах, леса за¬
Глава IV. Древняя кора выветривания
315
мешаются травянистой растительностью типа прерий. Степная растительность
становится господствующей и на территории Казахстана.
На огромном пространстве неогеновой суши происходит образование красно¬
цветных продуктов выветривания, рыхлый покров которых распространился от
40-45° северной широты до 30° южной. При этом по сравнению с корами вывет¬
ривания мезозоя несколько уменьшилось гипергенное разрушение породообразу¬
ющих силикатов (полевых шпатов, роговой обманки, минералов группы эпидота).
Широкое образование каолинита, столь типичного для древних кор выветрива¬
ния, уступило место возникновению высокодисперсных гидрослюд и минералов
смешаннослойной структуры - слюда-монтмориллонит. В аридных ландшафтах
начала неогена появились новые типы гипергенных новообразований, среди ко¬
торых в первую очередь следует отметить карбонатные конкреции в миоценовых
континентальных толщах Казахстана, Средней Азии и других районов.
Таким образом, миоцен, на протяжении которого совершается глубокое изме¬
нение условий выветривания и соответственно состава и строения коры выветри¬
вания, стал своеобразным естественноисторическим рубежом между древними
эпохами выветривания и новейшим этапом гипергенеза.
Глава V
НОВЕЙШАЯ КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ
Продукты выветривания последнего, верхненеогеново-четвертичного этапа
гипергенеза отличаются рядом особенностей от гипергенных образований пред¬
шествующего времени.
Это связано с глубоким изменением ландшафтно-геохимических условий.
Распространяющееся с севера похолодание повлекло за собой контрастность
термического режима и усиление циркуляционных процессов. В результате нача¬
лось не только прогрессивное охлаждение гумидной зоны, но и резкое иссушение
аридной области. Аридизация внутриконтинентальной территории усиливалась
энергичным поднятием горных систем Центральной Азии. В плиоцене сокраща¬
ются площади морских бассейнов, резко увеличивается площадь суши, форми¬
руются горные сооружения Кавказа и Средней Азии. Появление новых горных
барьеров обусловило возникновение фациально-климатических особенностей
отдельных регионов. Постепенно возрастает роль сибирского антициклона.
Резко сокращаются и почти полностью исчезают ландшафтно-геохимические
обстановки, в которых совершалось образование автоморфных кор выветрива¬
ния на огромном отрезке геохимической истории от верхнего девона до нача¬
ла неогена, - ландшафты обширных тропических и субтропических низменных
заболоченных лесов, вечно влажных лесов, а также высокотермических тепло¬
умеренных лесов с периодическим, но обильным увлажнением. Вместо них в
гумидной зоне формируются ландшафты низкотермических лесов с морозным
периодом, относительно пониженной интенсивностью гипергенного преобразо¬
вания горных пород и заторможенным биологическим круговоротом химических
элементов. Хвойно-широколиственные леса плиоцена эволюционируют в леса
таежного типа.
Существенно изменяется характер гипергенеза на междуречных простран¬
ствах аридной и семиаридной областей, где в миоцене широко распространял¬
ся ранее отсутствовавший покров травянистой растительности. С этого времени
качественно меняются условия гипергенеза в аридных ландшафтах. До миоцена
биогенные факторы гипергенеза в аридной зоне проявлялись лишь на участках
грунтового увлажнения.
Глава V. Новейшая кора выветривания
317
В связи с усиливавшейся сухостью растительность прерий стала замещаться
растительностью настоящих степей. Верхнемиоценовая гиппарионовая фауна,
состоящая из представителей ландшафтов саванн (гиппарионы, антилопы, мас¬
тодонты и динотерии, носороги, жирафы с короткой шеей, страусы, махайродус и
гиены), также постепенно меняется. В конце плиоцена усиливается роль живот¬
ных более аридных условий - верблюдов, страусов, роющих грызунов. Гиппари¬
оны уступают место однопалой лошади.
Позже в связи с нарастающим похолоданием появляются тундровые и ни-
вапьные ландшафты, а вместе с тем новые, ранее отсутствовавшие процессы ги-
пергенеза и соответствующие им совершенно особые продукты выветривания.
Для процессов новейшего гипергенеза особо важное значение имела нарас¬
тающая аридизация, процесс “великого остепнения”, как образно называл его
К.К. Марков [1960]. Аридизация ландшафтных условий, выразившаяся в умень¬
шении атмосферного увлажнения и сокращении лесных биоценозов, обусловила
энергичную эрозионно-аккумулятивную деятельность и переотложение рыхлых
продуктов выветривания. Не менее важное значение для процессов новейшего
этапа гипергенеза имело широкое развитие оледенений в четвертичном периоде,
выветривание горных пород в нивально-тундровых условиях и перемещение ог¬
ромных масс рыхлых отложений в результате ледниковых явлений. Переотложен-
ные продукты выветривания вновь подвергались гипергенному преобразованию,
часто в совершенно иных ландшафтно-геохимических условиях по сравнению с
обстановкой выветривания исходных горных пород.
В последнее время все отчетливее обнаруживаются явления ритмичности ув¬
лажненности материков Северного полушария [Шнитников, 1957]. По-видимому,
с этим явлением, природа которого еще недостаточно изучена, связаны периоди¬
ческие смены периодов иссушения и относительно повышенного увлажнения на
протяжении плиоцен-четвертичного времени.
В поясе умеренного климата это обнаруживалось в виде периодов связывания
значительных масс воды в форме снежников и ледников и межледниковых пери¬
одов. В поясе жаркого климата происходило чередование плювиальных периодов
и периодов иссушения. Исключение составляли лишь ландшафты вечно влажных
тропических лесов, где, по-видимому, подобные колебания климата не были вы¬
ражены столь резко. Ледниковые, водно-ледниковые и аллювиальные процессы
способствовали широкому развитию эрозионно-аккумулятивной деятельности
и переотложению продуктов выветривания. Эпохи обводнения способствовали
возникновению периодически существовавших супераквальных условий.
Существенный момент, определяющий отличие верхненеогеново-четвертич-
ной эпохи гипергенеза от более древних, - ее относительная кратковременность.
Если мезозойский гипергенез совершался на протяжении миллионов лет, то отде¬
льные этапы новейшего гипергенеза измеряются тысячелетиями.
Поэтому коры выветривания плиоценово-четвертичного возраста и древних
эпох существенно различны. Среди древних кор выветривания преимущественно
318
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
распространены реликты мощного элювия с более или менее хорошо сохранив¬
шимся глубоко проработанным профилем. Продукты плиоценово-четвертичного
гипергенеза обычно представлены не элювием, а различными видами переотло-
женной коры выветривания - широко распространенными континентальными
отложениями. Следует отметить, что рыхлые континентальные отложения чет¬
вертичного возраста покрывают более 90% территории внетропической части
Северного полушария. Есть основания полагать, что аналогичная ситуация сло¬
жилась и в Южном полушарии.
Состав переотложенных продуктов выветривания весьма сложен. В их разно¬
родной минеральной массе необходимо выделять компоненты различного гене¬
зиса-остаточные минералы исходных пород, гипергенные минералы, возникшие
при выветривании исходных пород in situ, новообразования, появившиеся при
гипергенезе переотложенной массы. Однако, несмотря на большие трудности,
изучение плиоценово-четвертичных отложений как гипергенных образований
имеет большое теоретическое и практическое значение для геолого-поисковых и
инженерно-геологических работ, для почвоведения и агрономии.
На территории северной половины Европы и Северной Америки широко
распространены четвертичные отложения, генезис которых связан с ледниковой
деятельностью. Закономерности формирования их состава можно понять, лишь
выяснив особенности гипергенеза в исходной области великих европейских оле¬
денений.
Изменение характера гипергенеза в условиях постепенного перехода от ме¬
зозойско-палеогенового этапа гипергенеза к этапу формирования новейшей коры
выветривания можно проследить на примере Крыма.
Кора выветривания Крыма
С конца верхнего мела южная часть современного Крымского полуострова
вступила в этап континентального развития. На протяжении третичного и четвер¬
тичного периодов область суши то резко сокращалась до сравнительно неболь¬
шого Таврического острова, то увеличивалась больше современных очертаний
Крыма и смыкалась с территорией Русской равнины (рис. 23).
Длительное существование континентального режима сопровождалось ши¬
роким развитием процессов выветривания. Изменение географических условий
определенным образом отразилось на составе продуктов выветривания, в резуль¬
тате чего они резко различаются между собой по составу и внешнему облику.
Наиболее древние элементы рельефа Крыма - плоские вершины массивов
Главной гряды Крымских гор. Они сложены плотными известняками верхнеюр¬
ского возраста. Нагорные плато (яйлы), ограниченные крутыми, часто обрывис¬
тыми склонами, представляют собой остатки древней выровненной поверхности,
поднятой в результате новейших тектонических движений. Плоская поверхность
Глава V Новейшая кора выветривания
319
Рис. 23. Изменение границ суши Крыма на протяжении геологической истории (А - в пределах
современной суши, Б - под современным уровнем моря)
1 - верхний мел (турон); 2 - средний миоцен (караганское время); 3 - нижнесарматское время;
4 - среднесарматское время; 5 - верхнесарматское время; б - нижнемеотическое время; 7 - верхне-
меотическое время; 8- нижний плиоцен (поэтическое время); 9-средний плиоцен; 10-современ¬
ные очертания Крымского полуострова
нагорий нарушается разнообразными формами древнего карста - котловинами,
воронками, колодцами и шахтами.
Особенности морфологии нагорных плато Главной гряды позволяют предпо¬
лагать, что здесь могут сохраниться следы древних процессов гипергенеза. Еще
в начале XX века на плоских вершинах Главной гряды были обнаружены крас¬
ные глины, приуроченные к формам древнего карста и покрывающие отдельные
участки яйл сплошным слоем мощностью до 1 м. Сверху красные глины покрыты
четвертичными пролювиально-делювиальными отложениями, на которых фор¬
мируются горно-луговые почвы.
Геоморфологические условия, способствующие сохранению продуктов вы¬
ветривания, древний возраст плоских поверхностей вершин располагают к тому,
чтобы рассматривать красные глины как элювий, остаточную кору выветрива¬
ния известняков. Однако уже первые исследователи красноцветных отложений
320
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
яйл не обнаружили признаков элювиальности этих глин и отметили отсутствие
постепенного перехода от известняка к его предполагаемому элювию - красным
глинам [Михайловская, 1930].
Резкая граница между красноцветными образованиями и подстилающими из¬
вестняками характерна не только для отложений яйл, но и для других разновид¬
ностей. На участках распространения красноцветов по Южному берегу повсюду
наблюдается однотипная картина - красноцветные отложения налегают с резким
контактом на известняки, причем в красноцветной толще нередко содержатся об¬
ломки совершенно свежих известняков.
Несколько сложнее отношения у красноцветных образований с коренными
известняками на Тарханкутском полуострове. В этом районе красноцветный ма¬
териал лишь местами сохранился в виде отложений, а большей частью распре¬
деляется по трещинам и полостям сильно корродированной верхней части тол¬
щи сарматских известняков. При визуальном изучении красноцветов Тарханкута
создается впечатление об их элювиальной природе. Однако при исследовании
материала под бинокуляром и микроскопом в шлифах с ненарушенной струк¬
турой видно, что участки совершенно свежего известняка четко контактируют с
красноцветной массой, которая выполняет каверны, без следов какого-либо по¬
степенного перехода.
Как бы широко ни были распространены в Крыму красноцветы на известня¬
ках, они встречаются и на других породах. На Южном берегу известны красно¬
цветные образования на изверженных породах. Их изучение показало, что это
типичная автоморфная кора выветривания, аналогичная подобным образованиям
мезозоя и палеогена.
При сопоставлении химического состава различных типов красноцветов Кры¬
ма (пересчитанного на бескарбонатное, безгумусное, абсолютно сухое вещество)
мы обнаруживаем их большое сходство. Содержание основных компонентов сле¬
дующее: Si02 около 60% (51,39-62,74), А1203 порядка 20% (11,85-24,32), Fe203
несколько меньше 10% (6,00-12,30). Количество химически связанной воды ко¬
леблется в значительных пределах1, но обычно составляет 5-7%. Щелочи (глав¬
ным образом, калий) и щелочноземельные элементы (магний и кальций) имеют
подчиненное значение, хотя отмечаются в каждом анализе.
Сходство химического состава различных типов красноцветных образова¬
ний Крыма отчетливо заметно на графике содержания основных компонентов
(рис. 24).
Особенно интересны для выяснения генезиса красноцветных образований ре¬
зультаты их минералогического изучения (табл. 13).
Обломочная часть ранее отмеченных типов красноцветов заметно различает¬
ся. Так, в грубообломочной части terra rossa Тарханкута резко преобладают не-
окатанные обломки местных известняков, в таврских глинах - хорошо окатанные
1 Отчасти эта связано с неодинаковыми методами определения и расчета.
Глава V. Новейшая кора выветривания
321
Рис. 24. Химический состав красно-
цветов Крыма
1 - красный псевдоэлювий (terra
rossa) на неогеновых известняках Тархан-
кутского полуострова; 2 - красная глина
на верхнеюрских известняках нагорных
плато Главной гряды; 3 - красная глина
из карстовых пещер; 4 - красный элювий
диорит-порфиритов; 5 - красные глины на
известняках Южного берега (массандровс¬
кая толща)
обломки известняков горного Кры¬
ма, в красных глинах яйл - обломки
жильного молочно-белого кварца.
Среди песчаных частиц во всех ти¬
пах красноцветов в значительном количестве присутствуют кварц, а также желе¬
зо-марганцевые агрегаты и стяжения. Характерно ничтожное количество поле¬
вых шпатов, среди которых встречаются обычно калиевые.
Следует обратить внимание на то, что среди песчаных частиц красных глин
нагорных плато и древнего делювия остаточной коры выветривания порфиритов
присутствуют обломки сильно выветрившихся силикатных пород, сложенные
тонкочешуйчатыми скоплениями гидрослюд и галлуазита.
Содержание минералов с удельным весом более 2,9 в песчаных фракциях
обычно равно 2-3% от веса гранулометрической фракции. Исключение состав¬
ляет обломочная часть красноцветных образований Тарханкутского полуострова,
сильно обогащенная баритом, в результате чего на сумму тяжелых минералов
приходится почти половина веса фракции (0,10-0,25 мм). В других разновидно¬
стях красноцветных образований в составе тяжелых минералов песчаных фрак¬
ций преобладают агрегаты гидроокислов железа.
Однако песчаные фракции содержатся в подчиненном количестве (2-3% от
веса красноцветов) и существенного значения в вещественном составе этих об¬
разований не имеют. Значительно больше алевритовых частиц. В алевритовой
фракции (0,01-0,10 мм) появляются в большом количестве глинисто-слюдистые
агрегаты, и за их счет понижается процент кварца, хотя абсолютное содержание
этого минерала в красноцветах связано главным образом именно с алевритовой
фракцией.
В тяжелой фракции присутствуют устойчивые минералы (ильменит, циркон,
турмалин, дистен, гранат, ставролит, рутил и др.), а в красноцветах на известня¬
ках в большом количестве содержится барит.
Особый интерес представляет состав тонкодисперсной части красноцветов
Крыма, для выяснения которого были предприняты специальные исследования
(рис. 25, 26). Среди тонкодисперсных силикатов доминируют гидрослюдистые,
u>
К)
К)
Таблица 13
Минеральный состав обломочной части красноцветных образований Крыма, % от числа зерен фракции
Компонент
Величина частиц, мм
>5
5-3
3-2
2-1
1-0,5
0,5-0,25
0,25-0,10
0,10-0,01
0,01-0,001
Содержание
Образеи
[ 65-3* **частиц, % от
суммы всех фракций
4,72
2,49
1,52
1,05
0,72
0,74
1,50
24,08
36,95
Кварц
Обломки
100
87
79
79
46
62
61
55
10
выветренных
пород
—
13
15
5
15
'
Обломки сланцев
Железо¬
—
—
9
4
Ед. з.
марганцевые
конкреции
—
—
—
9
13
11
13
5
Глинисто¬
слюдистые агрегаты
-
-
-
-
23
27
26
40
90
Сумма тяжелых
минералов
Содержание
2,7
Образец
3,5
65-4*'
3,0
1,9
0,2
частиц, %от
суммы всех фракций
0,45
0,69
0,65
0,39
0,3
0,20
0,63
25,78
36,50
* Красные глины, залегающие на закарстованной поверхности верхнеюрских известняков плато Северное Демерджи.
** Красные суглинки таврской свиты, береговой обрыв, 5 км к югу от пос. Николаевка
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
таблица 13 (окончание)
Величина частиц, мм
iVUMIIUnCrt 1
>5
5-3
3-2
2-1
1-0,5
0,5-0,25
0,25-0,10
0,10-0,01
0,01-0,001
Кварц
50
81
83
64
68
65
77
58
5
Обломки
известняков
Железо¬
50
13
16
25
23
17
Ед. 3
Ед. з.
-
марганцевые
-
6 *
1
11
7
16
21
Ед. з.
-
агрегаты
Глинисто¬
слюдистые агрегаты
-
-
-
-
-
-
Ед. 3
42
95
Сумма тяжелых
минералов
-
-
-
1,8
2
<2
1,6
0,42
-
Образец 65-Г"
Содержание
частиц, % от
3,0
4,52
1,82
1,07
0,38
0,11
0,23
13,05
16,57
суммы всех фракций
Кварц
8
4
2
0,5
4
14
21
10
2
Обломки
известняков
Железо¬
92
95
97
98,5
92
72
21
Ед. з.
-
марганцевые
-
1
1
1
1
9
10
Ед. з.
-
агрегаты
Глинистые агрегаты
_
_
_
86
98
Сумма тяжелых
минералов
-
-
-
-
9,3
9,3
47,8
4
-
*** Красный псевдоэлювий на сарматских известняках Тарханкута, д. Оленевка.
и>
KJ
U)
Глава V. Новейшая кора выветривания
324
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Рис. 25. Кривые дифрактометрического анализа фракции менее 0,001 мм красноцветных
образований Крыма
Образец 1 - псевдоэлювий на сарматских известняках Тарханкута; образец 3 - красные глины
плато Сев. Демерджи; образец 4 - красные суглинки таврской свиты
Рис. 26. Кривые нагревания фракции менее 0,001 мм красноцветных образований Крыма
(обозначения см. рис. 25)
Глава V. Новейшая кора выветривания
325
частично смешаннослойные минералы, в виде примеси присутствуют минералы
группы каолинита-гаплуазита. Наибольшее количество примесей характерно для
тонкодисперсной части аллювиально-пролювиальных отложений таврской свиты.
О соотношении минералов в тонкодисперсной фракции красноцветных обра¬
зований можно судить по электронно-микроскопическим фотографиям, на кото¬
рых хорошо видно, что основную массу фракции составляют мелкие пластинки
минералов группы гидрослюды, среди которых встречаются единичные палоч¬
ковидные кристаллы галлуазита. Преобладание минералов группы гидрослюд
обусловливает во всех типах красноцветов близкую величину емкости поглоще¬
ния фракции >0,001 мм, обычно равную 40-55 мг-экв на 100 г абс. сухой навески.
При кристаллооптических исследованиях тонкодиоперсных силикатов ясно раз¬
личаются преобладающие гидрослюдисто-смешаннослойные минералы, имею¬
щие красный цвет и высокое светопреломление, и белые или светло-серые мине¬
ралы группы каолинита-гаплуазита. Повышенное светопреломление и красный
цвет высокодисперсных минералов, по-видимому, определяются присутствием
прочно фиксированного окисного железа в их составе.
Подводя итоги, особо следует отметить поразительное сходство минераль¬
ного состава всех разновидностей красноцветных образований Крыма. Различия
в составе проявляются преимущественно среди частиц крупнее 0,1 мм, содер¬
жащихся в подчиненном количестве. Основную массу (около 90% по весу) всех
разновидностей красноцветов слагают частицы менее 0,1 мм. Преобладающи¬
ми минералами, составляющими более 50% массы красноцветов, являются тон¬
кодисперсные силикаты гидрослюдисто-смешаннослойного состава. Они-то и
обусловливают основные черты химического состава красноцветов Крыма.
Важный компонент красноцветов - кварц, основную часть которого состав¬
ляют частицы 0,01-0,10 мм. Во фракций 0,01-0,001 мм содержание кварца резко
снижается за счет увеличения агрегатов тонкодисперсных минералов, а во фрак¬
ции менее 0,001 мм - крайне незначительно. Поэтому соотношение фракций
0,01-0,1 мм и менее 0,01 мм определяет некоторые колебания химического со¬
става красноцветных образований. Это хорошо видно из сопоставления химичес¬
кого состава общей массы красноцветов и их основных фракций (табл. 14).
Не только основные черты химического состава, но и важнейшие свойства
красноцветных образований определяются преобладающими компонентами
- высокодисперсными глинистыми смешаннослойными силикатами, несущи¬
ми прочно фиксированные окислы железа. Именно этими компонентами, а не
свободными гидроокислами железа, обусловлен характерный морфологический
признак - их окраска, - объединяющий все разновидности красноцветов.
В результате спектрофотометрического анализа установлено, что окраска
красноцветов, обусловленная поглощением световых волн в коротковолновой
части спектра, находится в прямой зависимости от содержания тонкодиспер¬
сных силикатов. Поглощение световых волн фракциями 0,10-0,25 и 0,25-0,5 мм,
содержащими наибольшее количество минералов группы гидроокислов железа
326
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Таблица 14
Химический состав красноцветных отложений плато Сев. Демерджи и их фракции
(аналитик А.Н. Поляков)
Объект
исследо-
N
О
о"
п
<
сГ
й>
и*
СаО
MgO
2*
О
«г
2
в
в
К
Сумма
Гигроскопи¬
ческая вода
л
О
У
и
вания
Процент
Процент безгумусного и бескарбонатного вещества
абсолютно
сухого
вещества
Исходный
образец
70,97
13,45
7,82
-
1,90
1,04
0,17
3,27
99,68
3,84
7,57
Фракция
0,1-
0,01 мм
75,04
10,34
6,21
0,15
0,58
1,52
0,21
3,94
98,06
1,74
-
Фракция
0,001 мм
51,61
25,12
10,74
0,81
1,97
1,21
0,19
7,00
98,02
5,13
-
(10-20%), заметно отличается от поглощения света красноцветами в целом и их
тонкодисперсной фракцией.
Следует подчеркнуть, что в красноцветах Крыма содержится весьма неболь¬
шое количество подвижного железа, извлекаемого однонормальной соляной
кислотой. Наименьшее количество подвижного железа обнаружено в аллювиаль¬
но-пролювиальных отложениях таврской свиты (0,2%), наибольшее - в красно¬
цветных глинах Демерджи яйлы (0,8%), несколько меньше - в остаточной коре
выветривания порфиритов (0,6%).
Итак, основными компонентами различных типов красноцветов Крыма яв¬
ляются тонкодисперсные смешаннослойные силикаты типа гидрослюда-монт¬
мориллонит с примесью минералов группы каолинита-галлуазита, а среди об¬
ломочных частиц - кварц. Нетрудно заметить, что эти минералы соответствуют
составу типичной коры выветривания кристаллических пород, повсеместно фор¬
мировавшейся на протяжении мезозоя и палеогена на территории СССР. Среди
акцессорных минералов в красноцветных отложениях присутствуют высокоус¬
тойчивые формы, которые обычно сохранялись в мезозойско-палеогеновой коре
выветривания,- циркон, ильменит, дистен, ставролит, гранат и др.
Каков же генезис этого материала?
Наиболее распространены в Крыму красноцветные образования, залегающие
на известняках.
Современные процессы выветривания вряд ли принимают участие в форми¬
ровании красноцветов за счет известняков, так как эти образования находятся в
самых различных ландшафтно-геохимических и физико-химических условиях.
Так, например, красные глины яйл располагаются в условиях кислой среды, pH
Глава У. Новейшая кора выветривания
327
водной вытяжки 4,9-5,2. Здесь распространены новообразования гидроокислов
железа и марганца. Красноцветы на известняках Южного берега Крыма имеют
pH 6,0-7,1, а на сарматских известняках Тарханкутского полуострова pH 8,0-8,5.
Трудно представить, чтобы процессы, совершающиеся в столь различных усло¬
виях, приводили к образованию однотипных продуктов выветривания.
Проведенные исследования показали отсутствие генетической связи между
микроэлементарным составом красноцветных образований и подстилающих из¬
вестняков. Известняки обладают совершенно особой ассоциацией рассеянных
химических элементов (табл. 15).
Микроэлементарный состав красноцветов в основном определяется содержа¬
нием рассеянных элементов в тонкодисперсной массе. Кварц - второй по значе¬
нию компонент красноцветных образований - содержит эти элементы в ничтож¬
ном количестве, слабо влияющем на общий баланс.
Большой интерес для выяснения генезиса красноцветных образований Кры¬
ма представляет их соотношение с коренными породами. При самом тщательном
изучении шлифов с ненарушенной структурой, изготовленных из красноцветов,
залегающих на известняках, не удалось обнаружить следов постепенного образо¬
вания тонкодисперсных силикатов при выветривании известняка. Во всех случа¬
ях наблюдается реакционное осаждение красной тонкодисперсной массы, скоагу-
лированной в процессе корродирования известняков.
В то же время все стадии образования тонкодисперсных минералов отчетливо
прослеживаются по разрезу остаточной коры выветривания на изверженных по¬
родах Южного берега. Под микроскопом хорошо видно, как в результате гипер¬
генного преобразования гипогенных силикатов (плагиоклазов, пироксенов, амфи¬
болов, слюд) возникали минералы группы гидрослюд и гидрохлоритов, которые
в дальнейшем замещались тонкодисперсной массой. Характерная особенность
остаточной коры выветривания порфиритов Южного берега Крыма - наличие
метакинематических микротекстур красных дисперсных гидрослюдисто-сме-
шаннослойных минералов красного цвета. Изложенные данные позволяют сде-
Таблица 15
Содержание рассеянных химических элементов в основных компонентах красноцветов и
подстилающих известняках Крыма, в 1-10°%
Компонент
Ti
Мп
V
Сг
Ni
Со
Си
Zn
Pb
Sn
Be
Ga
Zr
Sr
Частицы <0,001
мм
183
8
4
2
3
1
4
11
1
0,1
0,1
3
2
2
Кварц из
красноцветов
7
1
1
Подстилающие
известняки
6
14
-
-
-
-
1
4
0,7
-
-
-
-
38
328
Часть 11. Обзор распространенных кор выветривания России...
лать вывод, что образование минерального состава красноцветов происходило за
счет выветривания силикатных пород.
Как же объяснить несомненно существующую пространственную связь крас¬
ноцветных образований и известняков? Это явление известно не только в Крыму,
но и в других районах и особенно типично для территории Средиземноморья.
Красноцветные продукты выветривания, залегающие на поверхности извес¬
тняков (обычно в большей или меньшей степени закарстованных), получили в
Западной Европе название terra rossa. Итоги изучения средиземноморских крас¬
ноцветов были обобщены Э. Бланком [Blanck, 1930]. В последнее время вновь
усилился интерес к генезису terra rossa в связи с тем, что этот вопрос имеет важ¬
ное значение для поисков бокситов в Венгрии, Югославии, Франции и других
странах [Vadasz, 1956]. Были высказаны различные предположения о генезисе
этих красноцветов, в частности взгляд на terra rossa как на элювий известняков,
продукт их растворения. Эта гипотеза, изложенная в 1853 г. австрийским геоло¬
гом Ф. Циппе, используется широкой популярностью до сих пор.
Вывод о генезисе красноцветных образований Крыма как элювия известня¬
ков до сих пор базировались преимущественно на данных химического ана-лиза.
Минералогические исследования проводились лишь на песчаных фракциях, ко¬
торые, как показано выше, имеют сугубо подчиненное значение в составе красно¬
цветов. Поскольку важнейшая, тонкодисперсная часть terra rossa не подвергалась
специальному минералогическому изучению, она рассматривалась как смесь ге¬
лей окислов кремния, железа и алюминия, освободившихся при выветривании
(растворении) известняков. Красный цвет terra rossa и подобных образований
связывали с наличием свободных гидроокислов железа [Клепинин, 1915; Виленс¬
кий, 1926; Антипов-Каратаев, Прасолов, 1932; Гладцин, Дзенс-Литовская, 1938].
Установление закономерностей минерального состава и микроморфологии
красноцветов Крыма позволяет утверждать, что в составе terra rossa, как и других
типов красноцветов, преобладают не аморфные гели кремнекислоты и трехва¬
лентных окислов, а вполне определенные гипергенные силикаты. Эти минералы
отсутствуют в известняках, .подстилающих terra rossa, и, по-видимому, являются
продуктом выветривания*изверженных пород.
Значение известняков для формирования красноцветов типа terra rossa очень
велико, но не как исходной породы, а как мощного геохимического барьера, ко¬
агулирующего взвеси глинистых минералов из вод, растворяющих известняки.
Поэтому карстовые формы часто сопровождаются накоплением глинистого ма¬
териала, а воды фильтрующиеся через известняки, обычно отличаются высокой
прозрачностью
Процесс формирования переотложенных красноцветов и исходной коры вы¬
ветривания представляется в следующем виде.
Образование интрузивных массивов Южного берега относится к среднеюр¬
скому времени. В настоящее время нет данных, на основании которых можно
определенно установить время начала выветривания этих массивов. Можно лишь
Глава V. Новейшая кора выветривания
329
отметить, что с верхнего мела южная часть Крыма была сушей. При этом ее на¬
иболее возвышенная часть располагалась южнее современной берговой линии.
Как следует из геологических данных, с территории, ныне погруженной под уро¬
вень моря, интенсивно сносился материал нижнемеловых отложений. Здесь же
предполагают расположение основной массы магматических пород крымского
антиклинория [Муратов, 1960]. Развивавшаяся на протяжении миллионов лет
эрозия к какой-то момент вскрыла изверженные породы и положила начало про¬
цессам их гипергенного преобразования.
Ландшафтные условия Крыма на протяжении палеогена были довольно сход¬
ны с условиями современных влажных субтропиках. Процессы гипергенеза со¬
провождались глубоким преобразованием исходных горных пород. В извержен¬
ных породах разрушались все минералы, кроме кварца и некоторых акцессориев,
и образовались в чрезвычайно большом количестве тонкодисперсные гиперген¬
ные силикаты. Реликты древней остаточной коры выветривания местами сохра¬
нились на массивах изверженных пород Южного берега.
Карбонатные породы в это время подвергались интенсивному растворению с
образованием мощных карстовых форм. Так как верхнеюрские известняки сов¬
ременных нагорных плато располагались в пониженной северной части Таври¬
ческого острова, а основные массивы выветривающихся изверженных пород на¬
ходились в южной, более приподнятой части, то продукты эрозии древней коры
выветривания отлагались в виде красноцвегных глин на закарстованной поверх¬
ности известняков. По-видимому, расстояние переноса было не слишком боль¬
шим, так как в массе красных глин яйл встречаются не только крупные обломки
жильного кварца, но даже мелкие обломки выветренных пород.
Процессу переотложения способствовали тектонические колебания, а так¬
же аридизация ландшафтных условий, начавшихся во второй половине мио¬
цена. Если в начале миоцена в Крыму господствовали условия влажных субтро¬
пиков с равномерно распределяющимися годовым» осадками в количестве около
1500 мм, то в конце миоцена были распространены ландшафты переменно влаж¬
ного климата, по-видимому, типа современных саванн.
В начале плиоцена (в конце понтического века) была поднята территория Гор¬
ного Крыма. Отдельные участки древней поверхности сохранились в виде нагор¬
ных плато. Подъем сопровождался интенсивным размывом красных глин, остат¬
ки которых до сих пор залегают на поверхности нагорных плато. Таким образом,
материал древней коры выветривания был вторично переотложен, войдя в состав
аллювиально-пролювиальных отложений таврской свиты и хорошо сортирован¬
ных псевдоэлювиальных образований (terra rossa) Тарханкутского полуострова
и Южного берега. Возможно, что при переотложении продуктов выветривания
наиболее подвижные химические соединения были вынесены за пределы суши и
вошли в состав железных руд Керченского полуострова.
Изменение ландшафтных условий в сторону аридизации, начавшееся в мио¬
цене, усилилось к концу плиоцена. Эпигенетическое преобразование отложений
330
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
таврской свиты осуществлялось частично в ландшафте сухих степей междуре¬
чий. Степные травы были представлены бобовыми, сложноцветными, зонтичны¬
ми. На междуречных пространствах обитали одногорбые верблюды, различные
степные грызуны, гиены, страусы. В долинах рек в это время существовали леса,
состоявшие из листопадных деревьев с примесью хвойных, а также некоторых
субтропических растений. Они были населены мастодонтами, бобрами, медведя¬
ми, оленями и др.
Аридизация ландшафтных условий в неогене вызвала соответствующее из¬
менение процессов гипергенеза. Прекратилась характерная для палеогенового
гипергенеза массовая перестройка кристаллохимической структуры гипогенных
силикатов, сопровождавшаяся энергичной миграцией ионов с большим радиу¬
сом и образованием огромного количества глинистых минералов. Вместо этого
получили широкое развитие карбонатные новообразования, возникновение ко¬
торых сопровождалось явлениями гипергенного метасоматоза. Эпигенетическое
преобразование переотложенных красноцветных продуктов древнего выветрива¬
ния в условиях степных междуречий способствовало прочной агрегированности
тонкодисперсных частиц в результате насыщения их кальцием. Такой характер
гипергенных процессов уменьшал подвижность многих химических элементов.
Лишь в обстановке периодически существовавших супераквальных условий
происходило перераспределение железа, марганца и некоторых других элемен¬
тов. Здесь наряду с более крупными конкрециями кальцита в результате испари¬
тельной концентрации происходила кристаллизация сульфатов - гипса, барита,
целестина. На участках периодического дефицита кислорода возникали железо¬
марганцевые конкреции.
Особенно интенсивное образование гидрогенных карбонатных скоплений
происходило к югу от Главной гряды, где хорошо сохранились остатки мощной
плиоценовой карбонатной коры типа каличе. Карбонатная кора представлена
здесь массивными скоплениями криптокристаллического кальцита, образующего
крупные желваки и глыбообразные массы.
Часто кора имеет брекчиевидную текстуру, цементируя обломки верхнеюрс¬
ких известняков. В тех случаях, когда карбонатные новообразования развиваются
по переотложенной красноцветной коре выветривания, они приобретают более
или менее заметный красный оттенок.
Мнение некоторых геологов [Муратов, 1960] о том, что красный цвет карбо¬
натные новообразования приобрели в результате выветривания, ошибочны. Под
микроскопом ясно наблюдается, что красные дисперсные силикаты прочно скоа-
гулированы и занимают мелкие межзерновые пространства, будучи механически
захваченными карбонатными новообразованиями.
Карбонатная кора обладает метаколлоидной микротекстурой и криптокрис¬
таллической струюурой. Состав карбонатов чисто капьцитовый. В шлифах от¬
четливо видно отличие микроморфологии новообразованной кальцитовой массы
от сцементированных ею обломков юрских известняков.
Глава V. Новейшая кора выветривания
331
К северу от Крымских гор гипергенные карбонатные скопления распростра¬
нены значительно меньше. Они обычно приурочены к плиоценово-нижнечетвер¬
тичным галечникам, окаймляющим предгорья Крыма с севера и северо-запада.
Как показали последние исследования [Лысенко, 1965], эти галечники представ¬
ляют собой огромные конусы выноса временных водотоков.
Образование плиоценовой карбонатной коры Крыма, по-видимому, связано
с быстрым иссяканием в сухих и жарких условиях поверхностных и грунтовых
вод, поступавших с Крымских гор. Возраст карбонатной коры определяется при¬
уроченностью ее к древним эрозионным ложбинам Южного берега, образование
которых произошло до поднятий, в самом конце верхнего плиоцена.
Верхнеплиоценовые карбонатные коры Южного берега Крыма весьма на¬
поминают аналогичные образования, широко распространенные в плиоценово¬
нижнечетвертичное время в ряде сухих районов субтропиков, и в частности в
Средиземноморье. Карбонатная кора в этой области, обнаруженная впервые сто
лет назад в Египте и Палестине, на протяжении последних лет установлена в Си¬
рии, Алжире, Марокко, Испании, на юге Франции и в Греции.
Таким образом, общность ландшафтно-геохимических условий Южного бе¬
рега Крыма и области сухого Средиземноморья, характерная для настоящего вре¬
мени, была заложена уже в верхнем неогене.
Третий этап гипергенеза на территории Крыма охватывает большую часть
четвертичного периода. В это время происходит образование различных типов
покровных отложений, на которых сформированы современные почвы. Четвер¬
тичные отложения, так же как и красноцветные отложения неогена, представля¬
ют собой сложный продукт гипергенеза.
Гранулометрический состав четвертичных отложений заметно отличается от
состава переотложенных продуктов древнего выветривания преобладанием алев¬
ритовой и подчиненным содержанием тонкодисперсной частей. В алевритовой
части четвертичных отложений в наибольшем количестве содержится кварц, на¬
ряду с которым присутствуют полевые шпаты. Содержание кварца особенно ве¬
лико в покровных отложениях нагорных плато. Минералы с удельным весом бо¬
лее 2,9 составляют 1-2%. Среди них преобладают весьма устойчивые (ильменит,
силлиманит, дистен, циркон, рутил и др.), хотя присутствуют и менее устойчивые
минералы группы эпидота и роговая обманка.
В тонкодисперсной части четвертичных отложений в наибольшем количе¬
стве присутствуют гидрослюдистые смешаннослойные минералы бурого цвета.
Светопреломление гидрослюд из маломощных четвертичных отложений плато
Сев. Демерджи: Nm= 1,572; Ng'-Np=0,022. В лёссовидных отложениях равнин¬
ного Крыма оно несколько меньшее: Nm=l,557-1,561. В.А. Супрычевым [1965]
установлено, что в тонкодисперсных гидрослюдах из четвертичных отложений
Крыма 70-75% ионов щелочей замещено гидроксонием.
Имеющиеся данные позволяют предполагать, что обломочные и тонкодис¬
персные компоненты четвертичных отложений представлены преимущественно
332
Часть И. Обзор распространенных кор выветривания России...
продуктами гипергенеза,'.испытавшими длительное перемещение. В зависимо¬
сти от ландшафтно-геохимической обстановки, в которой происходит эпигенети¬
ческое преобразование четвертичных отложений, в них присутствуют различные
гипергенные новообразования. Для большей части Крыма характерны аридные
условия. Здесь в четвертичных отложениях возникают мелкие кальцитовые и
гипсовые новообразования. В супераквапьных ландшафтно-геохимических ус¬
ловиях Степного Крыма происходит образование минералов характерной хло-
ридно-сульфатной ассоциации (тенардит, астраханит, эпсомит, галит). В услови¬
ях гумидных ландшафтов горных лесов и яйл формируются мелкие железистые
и органожелезистые стяжения вытянутой формы. Железистые новообразования
часто инкрустируют поры в отложениях нагорных плато. Здесь иногда обнаружи¬
ваются мелкие кристаллы вевеллита и кальцита, образующиеся за счет кальция,
освобождающегося при разрушении растительных остатков. Схематически эво¬
люция гипергенеза территории Крыма на протяжении кайнозоя представлена на
рисунке 27.
Характерные
гилергенные
новообразования ч*
Палеоген - часть миоцена
(гипергенез в условиях по¬
стоянно влажных субтропи-
1еских лесов); конец этапа -
условия переменно-влаж¬
ных субтропиков (типа саванн;
Древняя элювиальная
кора выветривания
Новейшая кора выветривания
Плиоцен • начало четвер¬
тичного периода (гиперге-
неэ в условиях степей с ши¬
роким развитием периоди¬
ческих суперакоальных яв¬
лений)
Средне-верхнечетвертичное
время (гипергенез в условиях,
близких к современным ланд¬
шафтам Крыма)
Гидрохлориты
Гид рос л оды
3
i
&
Каолинит
Галлуазит
Гидрогематит
Гидрогётит
Псиломелан-вад
Кальцит
Барит
Целестин
Гипс
Эпсомит
Тенардит
Астраханит
Галит
Формирование
terra rossa
Рис. 27. Схема эволюции гипергенеза Крыма на протяжении кайнозоя
Глава V. Новейшая кора выветривания
333
Кора выветривания Кольского полуострова
Нивальные продукты выветривания. Большая часть Кольского полуост¬
рова покрыта отложениями, свидетельствующими о мощном оледенении этой
территории. Лишь крупные горные массивы (Хибины, Луяврурт, система Мон-
че-Чуна-Волчих Тундр) остались свободными во время последнего покровного
оледенения и выступали в виде изолированных групп нунатаков. Поэтому ледни¬
ковая экзарация не затронула их вершины, что обусловило сохранение выветрен¬
ных пород на месте.
Морфология упомянутых массивов весьма примечательна. Они имеют со¬
вершенно плоские платообразные вершины, ограниченные крутыми, часто об¬
рывистыми склонами. Можно предполагать, что вершины крупных горных мас¬
сивов Кольского полуострова представляют собой остатки нижнечетвертичного
пенеплена, перемещенные в процессе альпийского тектогенеза. Платообразный
характер этих вершин и их изолированность от окружающей территории создают
почти классические условия элювиального ландшафта и в то же время способ¬
ствуют хорошей сохранности от эрозии продуктов выветривания.
Таким образом, на поверхности нагорных плато длительное время соверша¬
лось выветривание коренных пород в условиях ландшафта арктической пустыни
и тундры. В настоящее время эти массивы представляют своеобразные острова-
горсты плакорных тундровых ландшафтов на площади северной тайги.
Строение рыхлой выветренной толщи на всех нагорных плато принципиаль¬
но одинаковое: на плитчатой, дезинтегрированной поверхности кристаллических
пород располагается щебенчато-гравелистая масса, пересыпанная мелкоземом
(рис. 28). Криотурбационные процессы обусловили неравномерное распределе¬
ние частиц различной крупности. Скопления наиболее грубого материала при¬
урочены обычно к самой поверхности - на глубине 20-30 см количество крупных
обломков обычно несколько уменьшается. Возможно, это связано с выдуванием
относительно мелких обломков.
Рис. 28. Схематический разрез покровных отложений нагорного плато Монче-тундры
/ - растительность нагорной тундры и щебнистый панцирь; 2 - кочка выпучивания; 3 - тор¬
фянистый горизонт почвы; 4 - гумусовый горизонт почвы; 5 - горизонт В почвы; б - почвенные
отложения; 7 - габбро
334
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
В рыхлых отложениях, покрывающих нагорные плато, следует различать гру¬
бообломочную (крупнее 5 мм), мелкообломочную (0,01-5 мм) и тонкодисперсную
(менее 0,001 мм) составные части. Грубообломочная часть образована глыбами
и щебнем местных горных пород. Состав мелкообломочной и тонкодисперсной
частей рассмотрим подробнее.
Мелкообломочная часть покровных отложений преимущественно состоит из
тех же минералов, что и исходные коренные породы, однако соотношение ми¬
нералов в них существенно меняется. В покровных отложениях Хибинского и
Ловозерского массивов нефелиновых сиенитов наблюдается резкое уменьшение
нефелина (от нескольких процентов до почти полного отсутствия), в то время
как в коренных породах этот минерал часто составляет более 50% всей породы.
Содержание калинатровых полевых шпатов, наоборот, резко возрастает и обычно
составляет более 50% мелкообломочной части отложений, а в исходных породах
их гораздо меньше. Содержание темноцветных компонентов также увеличивает¬
ся. Особенно это характерно для нагорных плато Ловозерского массива. Посто¬
янный компонент тяжелой фракции - эгирин, присутствующий в значительном
количестве в покровных отложениях трех изученных нагорных плато. В мелких
фракциях довольно устойчивое содержание обнаруживают непрозрачные рудные
минералы. Постоянно, но в неодинаковом количестве на различных массивах
присутствуют амфиболы и слюды. В качестве примера приведем данные о мине¬
ральном составе покровных отложений одного из нагорных плато Ловозерских
тундр (табл. 16). Коренные породы здесь представлены разновидностью нефели¬
новых сиенитов - эвдиалитовыми луявритами, содержащими около 25% полевых
шпатов и 35% нефелина. Из цветных компонентов присутствуют эгирин, щелоч¬
ные роговые обманки, эвдиалит и некоторые другие минералы.
Коренные породы нагорных плато Монче-тундры представлены метаморфи-
зованными породами группы лейкократового габбро, преимущественно полос¬
чатыми их разновидностями. Главные породообразующие минералы - основной
плагиоклаз типа лабрадора и роговая обманка. В значительном количестве при¬
сутствует гранат, на отдельных участках - эпидот, цоизит и биотит. Встречается
в небольшом количестве кварц.
В мелкообломочной части покровных отложений на плато Монче-тундры со¬
держится значительно меньше плагиоклазов, чем в коренных породах, но резко
возрастает содержание кварца (около 30%) и цветных минералов (роговая обман¬
ка, биотит, эпидот, гранат).
На основании полученных данных можно констатировать, что минералы ко¬
ренных пород вошли в состав покровных отложений в ином соотношении, чем
они находились в исходных породах. В процессе формирования покровных отло¬
жений, по-видимому, разрушались неустойчивые минералы, в первую очередь,
нефелин и основные плагиоклазы, и соответственно увеличивалось содержание
устойчивых минералов. Интересно, что подобное явление отмечено для припо¬
лярных районов Северной Америки [Hill, Tedrow, 1961].
Таблица 16
Результаты минералогического анализа обломочной части покровных отложений плато Карнасурт, % от числа зерен фракции
Компонент
Фракция, мм
0,05-0,10
0,10-0,15
0,15-0,25
0,25-0,50
0,50-1,00
1-2
2-3
3-5
5-7
Легкая фракция
Кварц
22
10
4
1
Ед. з.
Ед. з.
Ед. з.
Калинатровые шпаты
56
59
77
59
43
12
7
-
-
Плагиоклазы
3
1
Ед. з.
Ед. з.
-
-
-
-
-
Биотит
8
9
1
Ед. з.
-
-
-
-
-
Цеолит-либенеритовые агрегаты
5
Ед. з.
-
-
-
-
-
-
-
Непрозрачные агрегаты
-
15
18
-
-
-
-
-
-
Обломки пород
-
-
-
40
57
88
93
100
-
Тялселая фракция
Биотит
1
Ед. з.
2
Ед. з.
-
-
-
-
-
Эгирин
80
82
80
66
89
89
26
3
-
Роговая обманка
сине-зеленая
8
6
20
м
бурая
Ед. з.
Ед. з.
Ед. 3
-
-
-
-
-
-
Цирконосиликаты
8
8
4
8
Ед. з.
-
-
-
-
Сфен
3
2
2
м
-
-
-
-
-
Непрозрачные минералы
Ед. з.
2 •
11
26
11
3
-
-
-
Сростки эгирина с другими
минералами
-
-
-
-
-
71
97
-
-
и>
и>
Глава V. Новейшая кора выветривания
336
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Данные минералогического изучения покровных отложений нагорных пла¬
то свидетельствуют, что в их сослав входят минеральные компоненты коренных
пород, не только слагающих данный участок, но и расположенных в радиусе не¬
скольких десятков и сотен метров. В отдельных случаях обнаруживаются компо¬
ненты пород, в настоящее время располагающихся не на плато, а на склоне мас¬
сива. В составе покровных отложений присутствует очень небольшое количество
аллохтонного (дальнеприносного) материала.
Даже при беглом осмотре обращает на себя внимание неровная, изъеденная
поверхность обломочного материала нагорных тундр. Внимательное рассмотре¬
ние обломков невооруженным глазом позволяет констатировать, что здесь про¬
исходит избирательное разрушение минералов. В результате этого устойчивые
минералы образуют выступы, а на месте неустойчивых минералов возникают
впадины. Это явление получило название «оспенного выветривания». В услови¬
ях нагорных тундр Хибинского и Ловозерского массивов при выветривании об¬
ломков нефелиновых сиенитов на месте нефелина образуются впадины, а зерна
эгирина и полевых шпатов рельефно выступают на поверхности обломка. На пла¬
то Монче-тундры избирательное выветривание особенно заметно на полосчатых
разновидностях амфиболитизированного габбро. Над белыми полосами, сложен¬
ными основными плагиоклазами, возвышаются темно-зеленые полосы, сложен¬
ные ассоциацией более устойчивых минералов - роговой обманкой, гранатом,
цоизитом. Аналогичное явление описано О. Хольтедапем [1958] для Норвегии.
Насколько интенсивно происходит гипергенное разрушение обломочного ма¬
териала, свидетельствует величина выноса некоторых химических элементов с
поверхностными водами. Расчеты показывают, что в течении года с Хибинского
и Ловозерского массивов выносится в год около 15—20 кг/га щелочей и немного
меньше - кремния.
Разрушение неустойчивых минералов сопровождается возникновением ново¬
образований. Нефелин в условиях Хибинских и Ловозерских тундр интенсивно
разрушается. На его месте метасоматически возникают тонкодисперсные силика¬
ты, показатель преломления которых 1,540-1,552. Замещение нефелина обычно
начинается по тончайшим трещинкам с образованием сетчатой структуры заме¬
щения.
Наряду с гипергенными силикатами часто присутствуют тонкие пленки гид¬
роокислов железа. Эти новообразования возникают, по-видимому, не за счет раз¬
рушения железосодержащих минералов (например, эгирина), а за счет железа,
находящегося в виде примеси в нефелине. Отметим, что содержание железа в
нефелине Юкспора составляет 0,8-2%. Эгирин и калинатровые полевые шпаты
при этом не изменяются.
Часть гипергенных новообразований эфемерна и существует лишь во второй
половине лета, после иссыхания верховодки. В эти периоды в Хибинских тун¬
драх можно видеть тонкие белесые налеты и порошковатые пленки на поверх¬
ности обломков, которые с началом дождей исчезают. При изучении налетов в
Глава V. Новейшая кора выветривания
337
иммерсионных препаратах под микроскопом мы установили, что они состоят из
цеолитов и опала.
Тонкодисперсная часть покровных отложений нагорных плато Кольского
полуострова образована главным образом за счет гипергенного преобразования
неустойчивых гипогенных силикатов. Изучение фракции менее 0,001 мм покров¬
ных отложений с применением методов кристаллооптического, рентгенострук-
турного, термографического и химического анализов позволяет сделать вывод,
что здесь преобладают тонкодисперсные минералы смешаннослойной структуры
гидрослюдисто-монтмориллонитовоготипа. Все рентгенограммы фракции менее
0,001 мм имеют сильный фон, свидетельствующий о значительном количестве
рентгеноаморфных соединений. Термограммы указывают на сильные реакции,
соответствующие гидроокислам железа. Рациональными химическими и иммер¬
сионными анализами обнаружены аллофаноиды и опал. Помимо них присут¬
ствуют минералы, содержащиеся в незначительном количестве. Более детальные
данные о составе тонкодисперсной части четвертичных отложений Кольского по¬
луострова приведены в другой работе [Добровольский, 1966].
Из всего изложенного можно сделать вывод, что рыхлая толща, покрываю¬
щая нагорные плато Кольского полуострова, является своеобразной остаточной
корой выветривания, возникшей в тундрово-нивапьных условиях четвертичного
периода. Образование нивапьного элювия происходило при подавленности ин¬
тенсивности гипергенных процессов. Это обусловило наибольшую мощность
выветренной толщи и резко выраженный избирательный характер выветривания,
при котором разрушались лишь наименее устойчивые минералы. Продукты ги-
пергенеза при этом приобретали дресвяно-гравелистый, а не глинистый облик.
Малая мощность и дресвянистость при наличии криогенных явлений и силь¬
ных ветров способствовали плоскостному перемешиванию рыхлых продуктов
гипергенеза. Поэтому покровные отложения нагорных тундр не являются класси¬
ческим элювием, столь характерным для древних кор выветривания, а представ¬
ляют собой остаточно-элювиальный материал, испытавший в процессе своего
формирования перемещение на десятки-сотни метров.
Ледниковые отложения как переотложенные продукты нивального ги¬
пергенеза. Остаточная нивальная кора выветривания занимает несколько про¬
центов площади Кольского полуострова, большая же часть территории покрыта
ледниковыми отложениями.
Распространено мнение, согласно которому ледниковые отложения - механи¬
ческая смесь измельченных горных пород области сноса. Это мнение на первый
взгляд можно аргументировать суровыми ландшафтными условиями области
оледенения, не допускающими иных процессов, кроме чисто механических, а
также многочисленными фактами перемещения обломков неизмененных пород
(валунов) на значительное расстояние.
В свете изложенных данных очевидно, что такой взгляд на ледниковые от¬
ложения не отвечает действительности. Детальное изучение минералогического
338
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
состава элювия горных массивов Кольского полуострова [Добровольский, 1963]
показало наличие ясных проявлений гипергенного преобразования коренных по¬
род в исходной области оледенений. Явление массового переноса валунов, ко¬
нечно, не подлежит сомнению, однако следует иметь в виду, что грубые обломки
(валуны) составляют лишь часть ледниковых отложений, и притом не главную.
Большая часть этих отложений представлена мелкообломочными компонентами.
Для мелкообломочной части ледниковых отложений Кольского полуострова
характерны некоторые общие особенности состава вне зависимости от коренных
пород, на которых эти отложения залегают.
В качестве примера рассмотрим соотношение минерального состава корен¬
ных пород и их покрывающей морены на участке массива Нюдуайвенч (Монче¬
горский район).
Указанный массив представляет собой возвышенность с максимальной аб¬
солютной высотой 481 м, сложенную интрузией норитовых пород. Вмещающие
породы - габбро, гранито-диориты, и метаморфические породы. Они интенсив¬
но метаморфизованы с образованием гранатово-роговообманковых бластомило-
нитов. Моренные отложения здесь пользуются весьма широким распространени¬
ем, поднимаясь до отметки 300 м. Мощность морены на этой высоте составляет
1-2 м и постепенно увеличивается вниз по склонам возвышенности.
В породах интрузии преобладают ромбический пироксен (50-60%) и основ¬
ные плагиоклазы (30-40%). В метаморфических вмещающих породах много пла¬
гиоклазов (20-40%), в меньшем количестве содержатся обыкновенная роговая
обманка, дошит и гранат (по 10-20%). Кварц присутствует только во вмещающих
породах (около 10-15%).
При сравнении минерального состава коренных пород и покрывающей их
морены [Добровольский, Алещукин, 1964] видно, что они существенно различа¬
ются по составу. В первую очередь обращает на себя внимание сильное обогаще¬
ние морены кварцем (более 60%), который отсутствует в интрузивных породах и
содержится в небольшом количестве в породах экзоконтакта. В то же время ром¬
бические пироксены, составляющие более половины объема интрузивных пород,
практически отсутствуют в морене. Это объясняется тем, что ее состав отражает
интегрированный минеральный состав пород, распространенных в данном рай¬
оне, а не коренных пород данной точки.
Аналогичная картина обнаружена нами и в других районах. Кварц является
преобладающим минералом в покровной морене, залегающей на площади разви¬
тия пород различного состава, в том числе щелочных (периферия Хибинского и
Ловозерского массивов), основных и ультраосновных (Мончегорский и Печенг-
ский районы).
В таблице 17 сопоставляется минералогический состав распространенных
коренных пород Кольского полуострова и моренных отложений. Обращает на
себя внимание резкое отличие состава морены от щелочных, основных и ультра¬
основных пород и некоторые общие черты с составом гранитов и гранито-гней-
Таблица 17
Сопоставление минерального состава распространенных коренных пород и мелкозема морены Кольского полуострова
Минерал
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
Кварц
30-25
-
0-5
-
-
0-10
40-60
40-70
Плагиоклазы
45-30
30-40
55-60
-
-
10-20
40-20
10-0
Полевые шпаты
20-30
-
-
40-50
0-5
-
-
20-15
Биотит и темные слюды
2-6
-
-
-
-
-
10-15
10-5
Мусковит и светлые слюды
0-2
-
-
-
-
-
0-10
5-2
Обыкновенная роговая обманка
2-6
-
0-30
-
-
85-70
10-5
20-10
Щелочные роговые обманки
(глаукофан, арфедсонит)
-
-
-
5-0
0-5
-
-
-
Моноклинные пироксены
-
2-6
35-5
-
-
5-0
-
Ромбические пироксены
-
50-60
5-0
-
-
-
-
-
Эгирин
-
-
-
10-15
5-15
-
-
-
Нефелин
-
-
-
45-35
90-80
-
-
-
Оливин
-
1-5
5-0
-
-
-
-
-
Дисперсные силикаты
-
-
-
-
-
-
-
1-10
I - граниты и гранито-гнейсы; II - нориты (Мончегорский район); III - габбро, местами амфиболитизированное (Монче-тундра); IV - нефели¬
новый сиенит (Хибины); V - уртит (Луяврурт); VI - амфиболит; VII - биотитовый гнейс; VIII - средний состав морены
и>
U)
VO
Глава К Новейшая кора выветривания
340
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
сов, особенно парагнейсов. Есть основания предполагать, что это объясняется
двумя причинами.
Во-первых, сказывается широкое распространение пород кислого состава в
кристаллическом фундаменте Кольского полуострова. Гранитоиды и высококрем¬
неземистые метаморфические породы занимают около 80% площади Кольского
полуострова, на долю же щелочных, основных и ультраосновных пород прихо¬
дится около 20%. Во-вторых, по-видимому, сказалось избирательное разрушение
минералов коренных пород, причем наименее устойчивым оказались породооб¬
разующие минералы щелочных, основных и ультраосновных пород. Разрушение
этих минералов предшествовало формированию ледниковых отложений.
В дальнейшем материал выветренной толщи коренных кристаллических
пород был захвачен ледником, перемешан в процессе транспортировки и затем
осажден в виде ледниковых отложений.
Весьма важный вопрос - генезис тонкодисперсной части ледниковых отложе¬
ний. При изучении фракций менее 0,001 мм было обнаружено, что в них преоб¬
ладают дисперсные смешаннослойные силикаты гидрослюдисто-монтморилло-
нитового состава.
Возникает вопрос: откуда в ледниковые отложения попали дисперсные си¬
ликаты? В свежих (невыветренных) коренных породах они отсутствуют. Может
быть, основная масса дисперсных силикатов попала в ледниковые отложения
из древних, дочетвертичных продуктов выветривания? Работами А.В. Сидорен¬
ко [1958] на территории Кольского полуострова установлены многочисленные
проявления древнего гипергенеза. Доледниковая кора выветривания этого райо¬
на весьма напоминает мезозойские и третичные коры выветривания Казахстана,
Урала и др. Напомним, что для древней коры выветривания характерен особый
комплекс дисперсных силикатов (каолинит, гаплуазит, нонтронит и др.), которые
обнаруживаются в ледниковых отложениях в виде примесей или вообще отсут¬
ствуют. Поэтому вряд ли можно считать продукты древнего выветривания суще¬
ственным источником тонкодисперсных силикатов ледниковых отложений.
Следовало проверить, не возникают ли эти минералы в ледниковых отложе¬
ниях за счет эпигенетического выветривания обломков гипогенных силикатов.
Однако тщательное изучение шлифов с ненарушенной структурой, приготовлен¬
ных из ледниковых отложений, показало, что в этих отложенях новообразования
дисперсных силикатов не происходило.
По-видимому, они поступили в ледниковые отложения за счет переотложе-
ния нивапьных продуктов выветривания четвертичного времени. Основное отли¬
чие тонкодисперсной части ледниковых отложений от аналогичных образований
рыхлой толщи нагорных плато заключается в значительно меньшем количестве
рентгеноаморфных и аморфных соединений (гидроокислы железа и кремнезем,
аллофаноиды). Можно предположить, что эти соединения, отличающиеся своей
слабой устойчивостью, были разрушены в процессе формирования ледниковых
отложений. Это предположение хорошо подтверждается данными А.П. Афанась¬
Глава И Новейшая кора выветривания
341
ева [I960], который установил, что тонкодисперсная часть морен, залегающих у
подножия Хибинского и Ловозерского массивов, вблизи остаточной нивапьной
толщи выветривания, обогащена гидроокислами железа и аллофаноидами.
Таким образом, состав как мелкообломочной, так и тонкодисперсной части
ледниковых отложений Кольского полуострова обусловлен процессами гиперге-
неза, протекавшими в нивально-тундровых условиях на протяжении четвертич¬
ного периода. Обусловленность минералогического состава ледниковых отложе¬
ний воздействием гипергенных процессов и генетическая их связь с остаточной
нивапьной выветренной толщей позволяют рассматривать ледниковые отложе¬
ния как переотложенные продукты выветривания. В отличие от переотложенной
древней коры выветривания, часто представленной мощными глинистыми скоп¬
лениями, в переотложенных продуктах нивапьного гипергенеза резко преоблада¬
ют обломки гипогенных минералов, накопившиеся благодаря своей относитель¬
ной устойчивости.
Итак, сравнительное изучение основных типов четвертичных отложений и
коренных пород Кольского полуострова показывает, что толща четвертичных
отложений не механически перетертый ледником материал коренных пород, а
продукт гипергенного преобразования этих пород. Рассматривая четвертичные
отложения как гипергенное образование, можно выделить два основных типа.
Образования первого типа обладают ясно выраженным элювиальным харак¬
тером и состоят из устойчивых минералов коренных пород и продуктов гипер¬
генного преобразования неустойчивых минералов в условиях нивапьно-тундро-
вого ландшафта. Проявления процессов гипергенного минерапообразования на
разных стадиях хорошо сохранились и доступны непосредственному изучению.
Этот тип образований приурочен к нагорным плато, представляющим собой гор¬
стовидно поднятые участки нижнечетвертичного пенеплена.
Второй тип образований представлен покровной мореной и отложениями,
генетически связанными с ней (отложения морских террас и бассейнов, флюви-
огляциальные отложения). Покровная морена сложена преимущественно устой¬
чивыми минералами коренных пород с небольшим количеством дисперсной гли¬
нистой массы и представляет собой переотложенный материал типа покровных
отложений нагорных плато. После формирования морены процессы гипергенеза
были, по-видимому, сильно подавлены.
Можно предполагать, что на протяжении четвертичного периода площадная
нивальная кора выветривания (сейчас сохранившаяся только в условиях нагор¬
ных плато) была повсеместно распространена на Кольском полуострове и на
всем Балтийском кристаллическом щите. Материал рыхлой выветренной толщи
был в первую очередь захвачен ледником и переотложен в составе морены. Ре¬
ликты остаточной нивально-тундровой толщи выветривания сохранились лишь
на поверхности горных тундр.
Химические элементы кристаллического фундамента в различной мере вов¬
лечены в гипергенную миграцию. Покровные отложения нагорных плато до де¬
342
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
талей отражают особенности элементарного состава коренных пород благодаря
активному участию химических элементов коренных пород в гипергенных про¬
цессах. Так, например, на площади развития нивально-тундровой толщи вывет¬
ривания (покровных отложений нагорных плато) могут мигрировать элементы
ассоциации никель - медь - хром, если коренные породы представлены гиперба-
зитами, или элементы ассоциации цирконий - редкоземельные элементы - строн¬
ций, если коренные породы представлены нефелиновыми сиенитами, а также
другие рассеянные элементы, в зависимости от состава коренных пород.
Принципиально иная картина наблюдается на площади развития морены
и продуктов ее переотложения. Мощная толща покровной морены экранирует
геохимические особенности коренных пород. Аллохтонность материала, мик-
роморфологические особенности, подавленность гипергенных процессов после
формирования морены не способствуют энергичной гипергенной миграции в ее
толще. Маломощная морена, залегающая на выступах кристаллического фунда¬
мента и на склонах сопок, значительно больше обогащена обломочным местным
материалом (в результате делювиальных процессов и деятельности местных лед¬
ников). Однако гипергенная миграция химических элементов кристаллического
фундамента здесь также затруднена.
Специфика нивапьно-тундрового гипергенеза определила основные черты
состава четвертичных отложений Кольского полуострова. Их характерная осо¬
бенность - высокое содержание тяжелых минералов, а в легкой фракции - боль¬
шое количество полевых шпатов и слюд. Поэтому пески Кольского полуострова
содержат рассеянные химические элементы примерно в таком же количестве, что
и супесчано-суглинистые отложения. Этим четвертичные отложения Кольского
полуострова отличаются от ледниковых отложений Русской равнины, где пески
имеют преимущественно кварцевый состав и соответственно пониженное содер¬
жание рассеянных элементов.
Наиболее важное значение для современного гипергенеза имеют следующие
геохимические обстановки:
1) Обстановка активной миграции химических элементов кристаллического
основания. Она намечается ландшафтами нагорных тундр, где сохранилась оста¬
точная нивально-тундровая кора выветривания (покровные отложения нагорных
плато).
2) Обстановка затрудненной миграции химических элементов кристалличе¬
ского фундамента. Она соответствует склонам крупных массивов и невысоким
сопкам, перекрытым ледниковыми отложениями небольшой мощности, обога¬
щенными местными и обломочными, и иногда тонкодисперсными минералами.
Внутри первых двух обстановок могут быть выделены разновидности, обус¬
ловленные составом активно мигрирующих химических элементов.
3) Третья обстановка, занимающая подавляющую часть площади Кольского
полуострова, характеризуется мощными аллохтонными ледниковыми отложени¬
ями, полностью экранирующими и подавляющими миграцию.
Глава V. Новейшая кора выветривания
343
В заключение следует отметить, что значение ледниковых отложений как пе-
реотложенных продуктов выветривания выходит за пределы исходной области
оледенений и сохраняется на всей территории их распространения.
Основные черты новейшей коры выветривания
Данные, изложенные в предыдущих разделах, свидетельствуют, что основ¬
ная масса продуктов выветривания неогеново-четвертичного времени была пе-
реотложена и затем вновь подвергнута преобразованию. Лишь на отдельных
небольших участках в результате благоприятного сочетания орографических и
климатических условий сохранились ландшафты гумидных лесов, где процессы
выветривания продолжали развиваться в плане мезозойско-палеогенового этапа
гипергенеза и формировались автоморфные коры выветривания с глубоко прора¬
ботанным профилем.
Подобные условия сложились в Аджарии. На северо-западных предгорьях
Аджаро-Имеретинского хребта с конца палеогена до плейстоцена развиваются
процессы гипергенеза, сопровождающиеся формированием мощной автоморф-
ной коры выветривания. Начало изучения этой коры было положено известными
работами К.Д. Глинки [1906]. Наиболее хорошо профиль выветривания выражен
на порфиритах эоценового возраста.
Нижний горизонт представляет собой дезинтегрированную исходную породу.
Выше располагается гидрохлоритовый горизонт мощностью до 20 м с хорошо со¬
хранившейся структурой исходной породы. Верхний гематитово-галлуазитовый
горизонт также местами сохраняет реликты структуры порфиритов [Лисицина,
1962]. Изменение химического состава по профилю аналогично тому, что наблю¬
дается в мезозойской коре выветривания эффузивов основного состава.
Более поздние процессы выветривания отразились на поверхности высоких
плейстоценовых речных террас и наложились на миоценово-плиоценовую кору
выветривания вулканогенной толщи (рис. 29).
Рис. 29. Кора выветривания Аджарии (по [Разумова, 1965])
/ - диабазовые порфириты эоцена; 2 - миоцен-плиоценовая кора выветривания диабазовых
порфиритов; 3 - киммерийские песчано-глинистые отложения; 4 - верхнеплейстоценовый элювий;
5 - галечные отложения III, II и I надпойменных террас р. Натанеби
344
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
На аридной территории новейший этап гипергенеза начался формированием
красноцветных переотложенных продуктов выветривания. Красно-бурая песча¬
но-глинистая верхненеогеновая толща содержит типичную саванновую фауну
(гиппарионы, носороги, жирафы, страусы и др.). Красно-бурая толща распро¬
странена в Средиземноморье, на юге Восточно-Европейской равнины, на Юж¬
ном Урале, в Западной Сибири и Казахстане, на Алтае, в межгорных впадинах
хребтов Средней Азии и далее на восток уходит за пределы России.
Своеобразие этой толщи как продуета гипергенеза заключается в том, что ее
накопление и последующее преобразование происходили в аридных условиях, в
то время как основная масса гипергенных минералов возникла в процессе вывет¬
ривания в теплых переменно влажных климатических условиях. Это отражается
на высоком содержании глинистых минералов и кварца в красноцветных отложе¬
ниях. При переотложении роль геохимического экрана играли известняки, спо¬
собствовавшие осаждению тонкодисперсных частиц из взвесей и образованию
высокоглинистых красноцветов (terra rossa). .
По своему генезису верхненеогеновые красноцветные образования имеют
много общего с красноцветными континентальными отложениями палеозоя, ме¬
зозоя и палеогена. И те и другие представляют собой продукты гумидного вывет¬
ривания, переотложенные и преобразованные в аридных, сезонно гидроморфных
условиях. Однако в отличие от более древних образований красноцветы верхнего
неогена преобразовывались в ландшафтно-геохимических условиях, в которых
важным фактором была травянистая растительность. Это нашло отражение в со¬
ставе и микроструктуре эпигенетических новообразований, преимущественно
крупных карбонатных конкреций.
Для плиоценово-нижнечетвертичной стадии новейшего этапа гипергенеза
весьма характерны процессы гидроморфного гипергенеза, связанные с периоди¬
ческим обводнением (ритмами увлажненности). В зависимости от географиче¬
ских условий происходило эпигенетическое наложение проявлений гидромор¬
физма или образование мощных карбонатных и гипсовых кор. Карбонатные и
гипсовые коры известны в ряде мест аридной зоны - в Средиземноморье, Юж¬
ном Крыму, Закавказье, Казахстане и Средней Азии. В Средней Азии они деталь¬
но изучены А.И. Перельманом [19596]. Как гипсовая, так и карбонатная кора не
зависит от состава подстилающих пород и приурочена к плиоценово-нижнечет¬
вертичным поверхностям (рис. 30). Для более поздних стадий новейшего этапа
гипергенеза основной формой коры выветривания служат переотложенные про¬
дукты выветривания, образующие различные типы континентальных отложений,
испытавшие эпигенетическое, преобразование после отложения. Для территории
распространения покровных и местных оледенений вещественный состав пере-
отложенной коры выветривания в значительной мере определяется характером
нивапьного гипергенеза.
Сложность выяснения генезиса этих отложений связана с тем, что продук¬
ты выветривания, образованные в одних условиях, были перемещены на значи-
Глава V Новейшая кора выветривания
345
40
80
120
Рис. 30. Залегание карбонатных кор
Средней Азии (по [Перельман, 19596])
У - заунгузская свита; 2 - древний аллю¬
вий Праамударьи; 3 - эоловые пески; 4 - кар¬
бонатные коры
- 160
200
тельное расстояние и, войдя в состав
континентальных отложений, вновь
стали объектом гипергенного преоб¬
разования, но уже в иных условиях.
Следовательно, для понимания особенностей состава неогеново-плейстоцено¬
вых континентальных толщ необходимо в отложениях этого возраста различать
проявления, связанные с процессами гипергенеза, происходившими до образова¬
ния отложений, и проявления, возникшие после формирования этих отложений.
Таким образом, рассматривая состав неогеново-плейстоценовых отложений как
продукт гипергенеза, мы должны выделять две стадии этого процесса:
1) прогенетическую2, соответствующую гипергенному преобразованию ми¬
нералов исходных пород до образования данного типа отложений;
2) эпигенетическую3, отвечающую гипергенному изменению состава сфор¬
мированного типа отложений.
В прогенетическую стадию формируется состав минеральных компонентов,
слагающих континентальные отложения. Среди них мы выделяем две основные
части - обломочную и тонкодисперсную. В эпигенетическую стадию гипергенеза
формируются различные новообразования.
Особенности состава переотложенных
продуктов новейшего этапа выветривания,
обусловленные процессами
прогенетической стадии гипергенеза
В составе преобладающей песчано-алевритовой части четвертичных отло¬
жений, наряду со значительным количеством гипергенно наиболее устойчивого
породообразующего минерала - кварца, имеются полевые шпаты и другие сили¬
каты, умеренно устойчивые к выветриванию. Их присутствие в значительном ко¬
личестве особенно характерно для тяжелой фракции. Характерные компоненты
тяжелой фракции четвертичных отложений - роговая обманка и (или) минералы
группы эпидота. Повышенное содержание этих минералов и эпидота в четвертич¬
1 Pro - впереди; genesis (греч.) - происхождение.
3 Epi (греч.) - после.
346
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
ных отложениях, отчетливо и повсеместно выраженное, указывает на некоторые
особенности выветривания, общие для четвертичного периода в целом. Если для
древних этапов гипергенеза было характерно интенсивное разрушение почти всех
первичных силикатов и образование мощной элювиальной коры выветривания,
то на протяжении плейстоцена гипергенному разрушению подвергались лишь
наименее устойчивые минералы без образования морфологически выраженного
профиля элювиальной коры выветривания. Меньшая интенсивность проявлений
новейшего этапа гипергенеза, по-видимому, связана с определенными изменени¬
ями природных условий, начиная с конца неогена (аридизация и похолодание).
Относительно слабое гипергенное преобразование силикатов еще более за¬
труднялось в районах напряженной тектонической деятельности благодаря ин¬
тенсивной эрозии. Поэтому в областях поднятия в составе обломочной части
четвертичных отложений резко увеличивается содержание силикатов. Аридный
режим и энергичная эрозия, обусловленные грандиозными процессами альпий¬
ского текгогенеза в области Тянь-Шаня и Памира, определили высокое содержа¬
ние силикатов и обломков силикатных пород в обломочной части четвертичных
отложений равнин Средней Азии и Казахстана.
Минералогический состав песчано-алевритовой части четвертичных
отложений хотя и определяется степенью гипергенного преобразования ком¬
понентов исходных пород, но зависит также и от состава этих пород, способа
и длительности переноса, влияния состава коренных пород области отложения.
В результате формируются провинциальные особенности минералогического со¬
става покровных отложений. Изменение содержания породообразующих компо¬
нентов в провинциях Восточно-Европейской равнины показано на рисунке 31.
Тоикодисперсная часть четвертичных отложений. Тонкодисперсная фрак¬
ция четвертичных отложений в своей основной массе состоит из минералов од¬
ной группы - силикатов слоистой (трехслойной) струюуры, находящихся между
собой в весьма сложном струюурном соотношении. В последнее время все боль¬
ше выясняется значение минералов смешаннослойной структуры; по-видимому,
они широко распространены среди тонкодисперсной части четвертичных отло¬
жений и могут быть отнесены к ряду гидрослюда-монтмориллонит.
Важно отметить, что каолинит, наиболее распространенный минерал древних
гипергенных образований, не типичен для четвертичных отложений и встречает¬
ся эпизодически в виде примеси. Повсеместное доминирование минералов груп¬
пы гидрослюд-монтмориллонит над каолинитом в тонкодисперсной части чет¬
вертичных отложений характерно для Северного полушария в целом. Это можно
объяснить тем, что образование дисперсных силикатов происходит в ландшафт¬
но-геохимических условиях, достаточно широко распространенных на террито¬
рии как аридной, так и гумидной зон.
Изучение гипергенного минералообразования в области центра четвертично¬
го оледенения показало, что возникновение дисперсных силикатов происходило
в ландшафтах, близких к нивальным. По-видимому, обогащенность четвертин-
Глава V. Новейшая кора выветривания
347
Рис. 31. Минералогические провинции покровных четвертичных отложений европейской
части СССР
I - Кольско-Карельская; II - Прибалтийско-Архангельская; III - Центрально-Русская; IV - Ук¬
раинская; V - Волжско-Донская; VI - Приуральская; VII - Затиманская; VIII - Предкавказская;
IX - Предкарпатская; У - границы провинций; 2 - граница максимального оледенения; 3 - грани¬
ца первого верхнечетвертичного оледенения; 4 - северная граница сплошного распространения
третичных отложений; 5 - площади близкого расположения кристаллических пород; б - площади
концентрации кварца и пониженного содержания рассеянных химических элементов; 7 - горы
ных отложений дисперсными смешаннослойными минералами группы гидро¬
слюда-монтмориллонит находится в связи с широким развитием оледенений в
четвертичном периоде.
Намечается определенная зависимость цвета континентальных отложений
неогеново-плейстоценового возраста от разных минералогических форм оксидов
железа размером в несколько нанометров, адсорбированных на поверхности вы¬
348
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
сокодисперсных глинистых частиц. Красный цвет неогеновых отложений обус¬
ловлен преобладанием среди сорбированных оксидов железа структур гидроге¬
матита, желтовато-бурый цвет - присутствием слабоупорядоченных гидроксидов
ферригидрита, гидрогётита и др.
Элементный состав четвертичных отложений. Так как песчано-алеврито¬
вые и тонкодисперсные компоненты составляют большую часть массы четвер¬
тичных отложений, можно считать, что основные черты химического состава
этих отложений закладываются на прогенетической стадии гипергенеза. Нами
показано, что процессы прогенетической стадии гипергенеза направлены на по¬
вышение концентрации кремнезема и уменьшение содержания почти всех дру¬
гих компонентов [Добровольский, 1966]. При этом незначительно уменьшается
содержание элементов, входящих в состав гипергенных силикатов (алюминия,
магния, калия), резко уменьшается количество кальция и натрия, заметно увели¬
чивается содержание окиси железа (за счет уменьшения закиси), причем общее
содержание этого элемента сохраняется примерно на исходном уровне.
Амплитуда этих изменений определяется как интенсивностью выветривания,
так и соотношением выветривания и эрозии. В таблице 18 сопоставлен средний
химический состав покровных и лёссовидных суглинков лесной зоны Русской
равнины и лёссовых пород Средней Азии. Несмотря на однотипный грануло¬
метрический состав этих отложений, их химический состав заметно отличается.
Четвертичные отложения Русской равнины, сложенные материалом, более глубо¬
ко измененным в прогенетическую стадию гипергенеза, чем отложения Средней
Азии, отличаются повышенным содержанием кремнезема.
Химический состав тонкодисперсной массы довольно постоянен, а песчано¬
алевритовой - зависит от соотношения обломочных силикатов и кварца. Следо¬
вательно, можно считать, что химический состав четвертичных отложений опре¬
деляется степенью концентрации кварца в их мелкообломочной части и содержа¬
нием тонкодисперсных частиц.
Таблица 18
Модальные значения основных компонентов химического состава четвертичных отложений
с однотипной гранулометрической характеристикой, % на безгумусное бескарбонатное
прокаленное вещество
Компонент
Русская равнина
Средняя Азия
Si02
74,0
69,0
ai2o3
12,8
14,5
FeA
4,5
7,0
СаО
1.2
2,2
MgO
1.3
1,9
К20
2,3
2,0
Na,0
1,0
2,1
Сумма
97,1
98,7
Глава V. Новейшая кора выветривания
349
Содержание редких и рассеянных химических элементов тесно связано с
особенностями минерального состава четвертичных отложений. В.В. Щербиной
[1962] введено представление о минералах-носителях рассеянных химических
элементов. Установление основных минералов-носителей имеет важное значе¬
ние для понимания закономерностей миграции рассеянных элементов в зоне ги-
пергенеза.
Значение акцессорных минералов как носителей невелико, несмотря на зна¬
чительную концентрацию в них редких и рассеянных элементов. Это объясняет¬
ся весьма незначительным содержанием акцессорных минералов в четвертичных
отложениях большей частй изученной территории. Основная масса рассеянных
химических элементов заключена в породообразующих минералах - обломочных
и тонкодисперсных. При этом одни элементы в большей мере аккумулируются в
тонкодисперсной фракции четвертичных отложений, другие - в песчано-алеври¬
товой. Можно выделить элементы, избирательно накапливающиеся в тонкодис¬
персной массе (ванадий, медь, цинк, никель, галлий); элементы, концентрирую¬
щиеся в песчано-алевритовой массе (цирконий, стронций, барий), и элементы,
занимающие промежуточное положение (например, свинец и кобальт).
Главный обломочный минерал - кварц - содержит весьма небольшое коли¬
чество рассеянных химических элементов. Изменение соотношения кварца и об¬
ломочных силикатов в пользу кварца влечет за собой значительное уменьшение
содержания многих рассеянных элементов.
Минералогические провинции покровных отложений
Восточно-Европейской равнины, Казахстана,
Средней Азии и Западной Сибири
Минералогический состав обломочной части покровных отложений указан¬
ных территорий изучен не в одинаковой мере. Наиболее хорошо освещен состав
отложений Восточно-Европейской равнины. Ниже приводится краткая характе¬
ристика провинций (см. рис. 31).
Кольско-Карельская провинция ограничена пределами Балтийского крис¬
таллического щита. Характерная особенность минералогического состава чет¬
вертичных отложений - повышенное содержание полевых шпатов и тяжелых
минералов, среди которых роговая обманка имеет значение породообразующего
минерала.
Прибалтийско-Архангельская провинция. Ее южная граница нмечается
границей распространения ледниковых отложений валдайской эпохи. Поскольку
источником ледниковых отложений были породы Балтийского щита, то состав
минералов почвообразующих пород Прибалтийско-Архангельской и Кольско-Ка-
350
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
рельской провинций близок, хотя соотношения минералов в них существенно от¬
личаются. Уменьшается содержание полевых шпатов и тяжелых минералов, при¬
чем роговая обманка является акцессорным минералом. На востоке провинции
увеличивается содержание эпидота и рудных минералов. На отдельных участках
отложения обогащены обломками местных карбонатных пород.
Затиманская провинция на западе ограничивается Тиманским кряжем, ко¬
торый отделяет ее от Прибалтийско-Архангельской провинции; южная граница
проходит несколько южнее границы распространения валунов коренных пород
Новой Земли и Северного Урала. Для почвообразующих пород провинции типич¬
но пониженное содержание кварца. В тяжелой фракции повышается содержание
рудных минералов и эпидота.
Центрально-Русская провинция занимает большую часть площади рас¬
пространения отложений максимального оледенения, перекрытых отложениями
предледниковой области вюрмской эпохи. Провинция включает в себя ряд замет¬
но различающихся районов. В западной части провинции четко выражено преоб¬
ладание скандинавского материала, проявляющееся повышенным содержанием
в тяжелой фракции роговой обманки и гранатов. В восточной части (к востоку
от Москвы) сказывается влияние Уральской области сноса. Воздействие мест¬
ных коренных пород проявляется преимущественно в виде увеличения кварца (за
счет песчано-глинистых отложений мезозоя) и местами халцедона (за счет крем¬
нистых стяжений известняков карбона). Восточная граница провинции намеча¬
ется по водоразделу Волги и Камы и окончанию северной части Приволжской
возвышенности. Южная граница нами условно проводится по южной границе
Белорусского Полесья и через северную часть Среднерусской возвышенности.
Для формирования четвертичных отложений Украинской провинции важ¬
ное значение имеют кристаллические породы Украинского массива, а также оса¬
дочные породы третичного и каменноугольного (Донецкий кряж) возраста.
В соответствии с данными П.С. Самодурова, западная граница провинции
проходит по водоразделу бассейнов Балтийского и Черного морей и восточнее
долины Днестра. Восточная граница, намеченная еще работами М.П. Казакова,
проходит между долготой Курска и западным окончанием днепровского языка и
далее к югу по долине р. Северский Донец. Северная граница совпадает с грани¬
цей распространения песчаных отложений Белорусского Полесья.
Волжско-Донская провинция характеризуется присутствием значительного
количества обломочного материала третичных и юрско-меловых песчано-гли¬
нистых отложений в составе четвертичных отложений. В результате последние
обогащаются кварцем, а среди акцессорных минералов возрастает содержание
группы дистен-ставролит-силлиманит. Восточная граница провинции отчетливо
намечается восточным краем долины Волги. В пределах Прикаспийской низмен¬
ности восточная граница, в соответствии с исследованиями Т. Якубова [1940],
проводится между Гурьевом (ныне г. Атырау) и Астраханью. Южная граница
проходит по долинам Кумы и Маныча. Западная граница указана при характе¬
Глава И Новейшая кора выветривания
351
ристике Украинской провинции. Северная граница Волжске-Донской провинции
условно проведена по северной границе расположения песчано-глинистых отло¬
жений третичного и верхнемелового возраста.
Приуральская провинция отличается значительным количеством обломков
горных пород западного склона Урала в составе четвертичных отложений. Это
хорошо заметно визуально по появлению в четвертичных отложениях оттенков
красного и фиолетового цветов благодаря примеси пермских красноцветных по¬
род. В тяжелой фракции резко возрастает содержание минералов группы эпи-
дота, в легкой фракции - обломков уральских пород. На отдельных участках
увеличивается содержание полевых шпатов. Следует отметить, что от Перми до
района сыртовых отложений меняется петрографический состав области сноса и
происходит относительное уменьшение содержания эпидота и возрастание - ро¬
говой обманки. Северная граница Приуральской провинции совпадает с грани¬
цей распространения максимального оледенения, западная граница проходит по
водоразделу Камы и Волги и по левобережью Волги, южная граница совпадает с
окончанием Общего Сырта.
Предкавказская провинция занимает Ставропольское плато и окружающие
его районы. В составе четвертичных отложений этой провинции в большом ко¬
личестве присутствует обломочный материал пород Кавказского хребта в виде
обломков пород и полевых шпатов в легкой фракции. Резкое обогащение тяже¬
лой фракции почвообразующих пород роговой обманкой за счет кавказских гра-
нитоидов обусловливает возрастание отношения роговой обманки к эпидоту до
10 и более. Характерная особенность четвертичных отложений Предкавказской
провинции - обогащенность слюдами. Северную границу провинции образуют
долины Кумы и Маныча, южную - Кавказские горы.
Минералогический состав четвертичных отложений Предкарпатской про¬
винции отличается рядом особенностей, связанных с обломочным материалом,
поступавшим как с Карпат, так и из отложений Волынского плато. Характерный
акцессорный минерал четвертичных отложений провинции - гранат; граница ус¬
ловно намечается линией распространения гальки карпатских пород на междуре¬
чье Днестра и Прута.
На территории равнин Западной Сибири, Казахстана и Средней Азии мож¬
но наметить следующие минералогические провинции четвертичных отложений
(рис. 32).
Казахская провинция охватывает площадь Казахской герцинской платфор¬
мы. Для обломочной части четвертичных отложений этой провинции типично
значительное превышение содержания силикатов над кварцем, примерно одина¬
ковое содержание эпидота и роговой обманки, присутствие обломков местных
пород, распределение генетических типов в зависимости от рельефа и в целом
незначительная мощность отложений. Границы провинции намечаются по линии
распространения докембрийско-палеозойских пород на западе, севере и востоке,
а на юге - по долине р. Чу и впадине Балхаша.
352
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Рис. 32. Минералогические провинции покровных четвертичных отложений Средней Азии,
Казахстана и Западной Сибири
I - Казахская; II - Иртышская; III - Западно-Сибирская; IV - Тургайская; V - Зауральская;
VI - Каспийская; VII - Южно-Уральская; VIII - Закаспийская; IX - Туранская; X - Чу-Балхашская;
XI - Нижнеобская; XII - Тазовская; XIII - Васю ганская; XIV - Приенисейская; XV - Приалтай-
ская. Границы: 1 - провинций, 2 - максимального оледенения. Площади неглубокого залегания
изверженных и метаморфических докембрийско-палеозойских пород: 3 - Казахского палеозой¬
ского массива; 4 - Уральской складчатой зоны; 5 - осадочно-метаморфических пород мезозоя;
б - осадочно-метаморфических пород мезозоя с участками изверженных и метаморфических до¬
кембрийско-палеозойских пород; 7- площади концентрации кварца; #- распространение реликтов
гидрогенного гипергенеза; 9 - горы
Иртышская провинция располагается в области аллювиальной равнины Ир¬
тыша и ограничивает Казахскую провинцию с востока. Покровные отложения
этой провинции обычно лишены крупных обломков, имеют хорошо сортирован¬
ный гранулометрический состав. Эпидот резко преобладает над роговой обман¬
кой, а кварца больше, чем силикатов. Минералогическая особенность отложений
Глава V. Новейшая кора выветривания
353
этой провинции - наличие опаловых спикул губок, по-видимому, попавших сюда
из палеогеновых отложений.
Западно-Сибирская провинция занимает крайнюю северную часть степной
зоны Северного Казахстана, ограничивая Казахскую провинцию с севера. Пок¬
ровные суглинки этой провинции довольно хорошо сортированы, характерно на¬
копление частиц величиной 0,01-0,17 мм и резкое преобладание кварца. В соста¬
ве, тяжелой фракции эпидот преобладает над роговой обманкой и в значительном
количестве содержится ильменит.
Покровные отложения Тургайской провинции недостаточно изучены. Мож¬
но предполагать, что минералогический состав этих отложений близок к составу
покровных суглинков Западно-Сибирской провинции; содержание ильменита по¬
вышенное. Провинция ограничена на западе Казахским мелкосопочником.
Зауральская провинция включает в себя покровные отложения внеледни-
ковой области Зауральского плато. С севера она ограничена площадью распро-.
странения ледниковых отложений, а с востока и юго-востока - долиной р. Тобол.
В отложениях этой провинции на фоне преобладания компонентов зеленокамен¬
ной толщи Урала местами (например, к западу от Тюмени) обнаруживается повы¬
шенное содержание дистена. По-видимому, это связано с размыванием массивов
древних кристаллических сланцев Урала.
Каспийская провинция располагается в бассейне южной части течения
р. Урала. Граница между этой и Волжско-Донской провинциями европейской
части СССР, согласно данным Т. Якубова [1940], проходит между Астраханью и
Гурьевом. В покровных отложениях содержание кварца в несколько раз превы¬
шает сумму обломочных силикатов, а в тяжелой фракции роговой обманки почти
столько же, сколько эпидота.
Южно-Уральская провинция включает в себя площадь развития метамор¬
фических пород Южного Урала и Мугоджар, а также продуктов их разрушения
и переотложения в виде отложений мезозойского возраста. Минералогический
состав покровных отложений изучен недостаточно. Кварц содержится в большем
количестве, чем силикаты, однако обломочных силикатов и обломков пород до¬
вольно много. Эпидот преобладает над роговой обманкой.
Закаспийская провинция занимает пространство между Каспийским и
Аральским морями. Северная граница провинции, отделяющая ее от Южно-
Уральской провинции, нами условно проводится по северному окончанию Ус¬
тюрта. Покровные отложения отдельных районов этой провинции несколько
отличаются по минералогическому составу, однако общая их особенность - пре¬
обладание тонкопесчано-апевритового материала неместного происхождения.
В северной и западной частях провинции кварц содержится в большем количест¬
ве, чем обломочные силикаты, а эпидот преобладает над роговой обманкой; к югу
эти соотношения меняются. Покровные отложения третичных плато обогащены
обломочным материалом местных коренных пород, главным образом, извест¬
няков.
354
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Туранская провинция включает в себя обширные аллювиальные равнины
Средней Азии вместе с останцовыми массивами. Минералогический состав пок¬
ровных отложений в различных областях заметно отличается, однако общая черта
их - значительное содержание обломочных силикатов. Содержание роговой об¬
манки обычно уступает содержанию эпидота. В северной (Приаральской) части
содержание силикатов уменьшается. Северная граница провинции весьма ориен¬
тировочно проводится от Аральского моря к низовьям р. Чу и в дальнейшем, без¬
условно, будет уточнена. На участках останцовых массивов покровные отложе¬
ния обогащаются обломками местных пород. В районах низкогорных останцов
Кызылкумов покровные отложения содержат обломки изверженных и метамор¬
фических пород палеозоя, в районе Туаркыра, Мангышлака, Балханов - обломки
осадочных пород мезо-кайнозоя. На участках песчаных массивов часто отмеча¬
ется высокая концентрация кварца, возможно, в результате эоловой переработки.
На площади останцов плиоценового плато покровные отложения обогащаются
материалом туранской свиты. Принимая во внимание многообразие условий и
различный генезис покровных отложений Туранской провинции, возможно, что в
дальнейшем по мере накопления фактического материала территорию этой про¬
винции следует разделить на несколько провинций.
Чу-Балхашская провинция находится в крайне восточной части пустынной
зоны, отделяясь от Туранской провинции хребтом Каратау. Песчаные массивы
(Муюнкум, Таукум), лёссовые отложения долины Чу и покровные суглинки Чу-
Илийских гор имеют общие черты минералогического состава: обломочные сили¬
каты преобладают над кварцем, содержание эпидота немного превышает содер¬
жание роговой обманки. На площади близкого расположения метаморфических
и изверженных пород (Бетпак-Дала, Чу-Илийские горы) покровные отложения
содержат значительное количество обломочного материала местных пород.
Специфическими особенностями минералогического состава обладают лёс-
сы предгорной полосы хребтов Средней Азии.
В обломочной части лёссов силикаты обычно преобладают над кварцем. Ис¬
ключение составляют лишь некоторые внутригорные депрессии, где содержание
кварца и суммы обломочных силикатов почти одинаковые. Характерно, что ро¬
говая обманка и эпидот присутствуют почти в одинаковом количестве, причем в
ряде районов роговая обманка преобладает. Обломочная часть предгорных лёссов
Средней Азии весьма близка по составу покровным отложениям аллювиальных
равнин, пустынных плато Средней Азии и Казахского мелкосопочника, но суще¬
ственно отличается от покровных отложений, сформированных за счет поступле¬
ния обломочного материала с севера.
Судя по данным О.П. Добродеева [1965], в лёссовых отложениях Кузнецкой и
Минусинской котловин также много гипогенных силикатов.
В пределах Западной Сибири, на основании данных новосибирских исследо¬
вателей [Шумилова, Николаев, 1964; и др.], нами намечаются пять провинций.
На территории развития ледниковых отложений можно выделить две провин¬
Глава V. Новейшая кора выветривания
355
ции, граница между которыми, согласно указанной работе, совпадает с долиной
р. Пур.
Нижнеобская провинция охватывает западную часть распространения лед¬
никовых и водно-ледниковых отложений самаровского и зырянского оледенений.
В составе обломочного материала доминируют уральские компоненты (ассоциа¬
ция эпидота, амфиболов и отчасти пироксенов).
Тазовская провинция занимает восточную часть территории ледниковых от¬
ложений. Область питания этой провинции - докембрийско-палеозойские поро¬
ды Таймыра и северо-западной части Сибирской платформы.
Васюганская провинция располагается в центральных районах Западно-Си¬
бирской равнины, к югу от границы самаровского оледенения. Здесь в составе
покровных отложений сильно сказывается влияние местных третичных отложе¬
ний. Среди тяжелых минералов доминируют ильменит, эпидот, циркон, а глауко¬
нит наряду с кварцем в ряде случаев имеет значение породообразующего мине¬
рала.
Приенисейскан провинция находится к западу от Енисейского кряжа. Состав
четвертичных отложений здесь в значительной мере формировался за счет сноса
с Енисейского кряжа и Саян. Поэтому в тяжелой фракции преобладают минералы
метаморфических пород (дистен, ставролит), а также циркон.
На составе четвертичных отложений Приалтайской провинции сказалось
влияние пород области сноса - Алтайской горной страны и Кузнецкого Алатау.
В тяжелой фракции здесь много амфиболов, минералов группы эпидота, пирок¬
сенов.
Особенности состава переотложенных продуктов
новейшего этапа выветривания, обусловленные
процессами эпигенетической стадии гипергенеза
В четвертичных отложениях происходит интенсивное эпигенетическое ми-
нералообразование. Состав новообразованных минералов весьма разнообразен
(включает более полусотни названий). При этом не учитываются карбонаты,
сульфаты, силикаты, фосфаты и ванадаты некоторых редких металлов, встреча¬
ющиеся в очень небольшом количестве в четвертичных отложениях отдельных
районов, а также новообразования, возникающие в специфических условиях оре¬
олов рассеяния рудных месторождений.
Замечательной особенностью эпигенетических новообразований является их
приуроченность к определенным ландшафтам. В первом приближении создает¬
ся впечатление о четкой связи распространенных гипергенных новообразований
(гидрогётит, кальцит, гипс) с зональными ландшафтами или, пользуясь выраже¬
нием В.В. Докучаева, “о зональности в минеральном царстве”. Более детальное
356
Часть И. Обзор распространенных кор выветривания России...
изучение четвертичных отложений позволило обнаружить, что эта закономер¬
ность часто нарушается. Так, например, кальцит и гипс — характерные новообра¬
зования четвертичных отложений пустынной зоны. Но они часто встречаются в
озерно-ледниковых отложениях на территории лесной зоны. В то же время в ал¬
лювии и делювиальных отложениях замкнутых депрессией аридных ландшафтов
присутствуют гидрогётит и минералы группы гидроокислов марганца - типич¬
ные новообразования четвертичных отложений гумидных ландшафтов.
Это кажущееся на первый взгляд противоречие находит объяснение на осно¬
вании представлений Б.Б. Полынова [1946] о геохимическом сопряжении элемен¬
тарных ландшафтов. В условиях гидрогенного гипергенеза минералообразова-
ние обычно происходит за счет химических элементов, мигрирующих из четвер¬
тичных отложений, находящихся в элювиальных условиях. Поэтому в результате
гидрогенного гипергенеза формируются новообразования, возникновение кото¬
рых в элювиальных условиях данного ландшафта невозможно.
Минеральные новообразования, возникающие в сопряженных элементарных
ландшафтах, составляют закономерные парагенетические ассоциации.
Несмотря на сложную картину пространственного распространения эпиге¬
нетических новообразований, в четвертичных отложениях ясно различаются ас¬
социации новообразованных минералов в гумидных и аридных ландшафтах. Гу-
мидный тип гипергенеза характеризуется новообразованиями гидрогётита, геля
гидроокиси железа и гидроокислов марганца. В условиях гидрогенного минера-
лообразования помимо названных минералов возникают карбонаты и фосфаты
закиси и окиси железа, родохрозит, кальцит и в значительно меньшем количест¬
ве гипс. Аридный тип гипергенеза сопровождается образованием значительных
масс кальцита, гипса, галита, тенардита-мирабилита, эпсомита и других минера¬
лов-солей. В гидрогенных условиях образуются небольшие массы гидрогётита и
мельниковита.
Часть новообразованных минералов, в том числе такие распространенные,
как гидрогётит, псиломелан, кальцит, в процессе своего возникновения опре¬
деленным образом взаимодействуют с минералами четвертичных отложений.
В результате этого минеральные компоненты четвертичных отложений в той или
иной степени корродируются и метасоматически замещаются гипергенными но¬
вообразованиями.
Эффект гипергенного метасоматоза определяется, с одной стороны, устойчи¬
востью породообразующих минералов, а с другой - способностью к замещению
новообразованных минералов. Наиболее устойчивый породообразующий мине¬
рал — кварц, менее устойчивы полевые шпаты. Метасоматическому замещению
легче поддается тонкодисперсная часть четвертичных отложений. Способность
к метасоматическому замещению наиболее заметна у минералов группы гидро¬
окислов железа и марганца.
Элементный состав новообразований. Характерной особенностью состава
эпигенетических минералов четвертичных отложений является большое коли¬
Глава V. Новейшая кора выветривания
357
чество примесей, входящих в состав новообразованного вещества в результате
сорбционных процессов и изоморфизма. Новообразования, возникающие при
наличии метасоматических и коллоидных явлений (железистые, марганцевые и
карбонатные), отличаются особенно большим содержанием примесей. В желе¬
зистых новообразованиях примеси составляют от 10 до 30%, еще больше их в
марганцевых, в карбонатных не более 10%. Новообразования, формирующиеся
в результате кристаллизации из водно-ионных растворов, содержат значительно
меньше примесей. Так, например, в распространенных новообразованиях гумид-
ной зоны — минералах группы вивианита - количество примесей составляет 1-
2%. В таком же количестве содержатся примеси в гипсовых новообразованиях.
Итак, в прогенетическую стадию гипергенеза вещественный состав четвер¬
тичных отложений формируется за счет гипергенного преобразования исходных
горных пород. Благодаря многократному переотложению материала четвертич¬
ных отложений влияние отдельных ландшафтов на преобразование исходных по¬
род в значительной мере нивелируется. На первый план на больших территориях
выступает интегральный эффект гипергенеза — степень гипергенного преобра¬
зования исходных пород, характеризующаяся величиной отношения содержания
кварца к содержанию гипогенных силикатов в четвертичных отложениях. Вели¬
чина этого отношения больше единицы свидетельствует об интенсивном гипер¬
генном преобразовании исходных пород, меньше единицы - указывает на слабую
гипергенную проработку минералов исходных пород. Интенсивность гипергене¬
за исходных пород определяется не только биоклиматическими условиями, но и
характером тектонической деятельности и эрозии. Энергичная эрозия, следую¬
щая за поднятием массивов кристаллических пород, затрудняет их глубокое пре¬
образование.
В эпигенетическую стадию гипергенеза происходит преобразование четвер¬
тичных отложений в конкретных природных условиях и формирование минераль¬
ных новообразований в соответствии с характером геохимического сопряжения
элементарных ландшафтов. Поэтому проявления эпигенетической стадии гипер¬
генеза весьма отчетливо отражают природно-географическую зональность.
Глава VI
КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ
РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Процессы гипергенного преобразования
минерального состава рудных месторождений
Исторически сложилось так, что продукты выветривания рудных месторож¬
дений и горных пород изучались обособленно. При исследовании гипергенно из¬
мененной части рудных месторождений основное внимание специалистов было
сосредоточено на решении прикладных вопросов, а выяснение общих процессов
и условий гипергенеза оставалось на втором плане.
Верхняя часть области гипергенного изменения рудных месторождений по¬
лучила название зоны окисления. Накапливающийся фактический материал все
больше указывал на то, что измененная поверхностными процессами наружная
часть рудных месторождений является своеобразным типом коры выветривания.
Поэтому Г. Шнейдерхён [Schneiderhohn, 1924] ввел понятие зоны выветривания
рудных месторождений, включающей в себя гипергенно изменяемую часть руд¬
ных тел и их вмещающих горных пород. Согласно современным представлениям,
“зоны окисления следует рассматривать как особый частный случай коры вы¬
ветривания, которая естественно должна обладать специфическими, только ей
свойственными чертами” [Шахов, 1960, с. 4].
Концентрация в рудных месторождениях некоторых химических элементов,
обычно находящихся в литосфере в рассеянном состоянии, определяет особые
геохимические условия процессов гипергенеза. Поэтому кора выветривания руд¬
ных скоплений отличается от коры выветривания распространенных горных по¬
род. Особенно специфична кора выветривания так называемых сульфидных мес¬
торождений. Это объясняется их минералогическим составом, в котором важную
роль играют сульфиды, сульфосоли и им подобные соединения.
Минералы группы сульфидов не являются породообразующими в точном
смысле этого слова. Общее содержание сернистых соединений, по подсчетам
В.И. Вернадского, составляет около 0,15% от веса земной коры. Однако даже
ничтожное содержание этих минералов оказывает влияние на характер вывет¬
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
359
ривания. На тех небольших участках, где содержание минералов этой группы
достигает значительной величины, формируется совершенно особая кора вывет¬
ривания.
Кристаллохимическая струюура сернистых и им подобных минералов име¬
ет особенности, отличающие эти минералы от типичных ионных кислородных
соединений. Эти особенности обусловлены характером химических элементов.
Ионы серы, мышьяка и сурьмы по сравнению с кислородом имеют большие ра¬
диусы и более легко поляризуются. Ионы металлов относятся к сильно поляри¬
зующим.
В результате поляризации в кристаллических решетках сульфидов, арсенидов
и антимонидов происходит значительное объединение электронов соседних про¬
тивоположно заряженных ионов. Это обстоятельство обусловливает большую
близость сульфидов к металлам, чем к кислородным солям и окислам. Внешне
это проявляется в металлическом блеске, большом удельном весе и электропро¬
водности сульфидов.
Скопления минералов этой группы образуются преимущественно в результа¬
те гидротермальных метаморфических процессов. В зоне гипергенеза происхо¬
дит энергичное разрушение первичных сульфидов. Малая стойкость минералов
этой группы в коре выветривания определяет почти полное отсутствие сульфи¬
дов среди терригенных компонентов осадочных пород.
Рассмотрим процессы преобразования наиболее распространенных сульфидов.
Сульфиды железа. Пирит- FeS2 - наиболее распространенный и наиболее
устойчивый сульфид. Он нередко обнаруживается в тяжелой фракции в виде об¬
ломков и кристаллов с блестящими латунными гранями или покрытыми бурыми
пленками гидроокислов железа.
Гипергенное изменение пирита идет по схеме:
2FeS2 + 70, + 2Н20 = 2FeS04+2H2S04.
В дальнейшем сульфат закиси переходит в окисный сульфат, а последний гид¬
ролизуется до гидроокислов и серной кислоты:
Fe2(S04)3 + 6Н20 <-► 2Fe(OH)3 + 3H2S04.
Большое количество серной кислоты, выделяющееся при окислении пирита,
оказывает воздействие на окисление других минералов. Поэтому степень пири-
тоносности имеет важное значение для характера гипергенеза.
Пирротин - FenSn+| - наиболее легко разрушающийся в зоне гипергенеза
сульфид. Поэтому пирротиновые руды окисляются особенно интенсивно. Окис¬
ление пирротина протекает по схеме:
FeS + 202 = FeS04
FeS + H2S04 = FeS04 + H2S
FeS + Fe2(S04)3 = 3FeS04 + S.
В условиях дефицита кислорода происходит не окисление пирротина, а за¬
мещение его порошковатыми скоплениями мельниковита или колломорфными
образованиями гипергенного марказита.
360
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Fe2(S04)3 + 2H2S = 2H2S04 + FeS2 + FeS04.
Следовательно, при наличии сульфатов железа и сероводорода в зоне гипер-
генеза возможно образование марказита. Подобные явления часто наблюдаются в
зоне окисления колчеданных месторождений Урала, сульфидных месторождений
Забайкалья, Северо-Востока, Приморья и т.д. Переход пирротина в марказит мо¬
жет осуществляться через стадию порошковатого мельниковита.
Гипергенное преобразование сульфидов железа совершается в направлении
окисления и развивается стадийно. Каждой стадии соответствует определенная
группа минералов:
сульфид железа —► FeS04 —► Fe2(S04)3 —*• Fe(OH)3.
Закисный сульфат переходит в окисный при наличии, во-первых, нейтраль¬
ной или слабокислой среды и, во-вторых, свободного кислорода или окислите¬
лей (например, псиломелана). Присутствие серной кислоты сильно затрудняет
окисление сульфата закиси железа. Одновременно серная кислота препятствует
гидролизу окисного сульфата:
Fe2(S04)3 + 6Н20 <-► 2Fe(OH)3 + 3H2S04.
Следовательно, чем выше кислотность растворов, тем более благоприятна
среда для существования сульфатных соединений железа. В гумидных ландшаф¬
тах это будет приводить к усиленной миграции железа, в аридных — к возникно¬
вению серии сульфатов железа.
Стадийность гипергенного преобразования сульфидов отражается на законо¬
мерном распределении сульфатов в коре выветривания сульфидных месторож¬
дений, расположенных в аридных условиях. Например, в сульфатной части зоны
окисления Илинтасского олово-рудного месторождения (Яно-Адычанский руд¬
ный район) снизу вверх хорошо прослеживается смена участков преобладания
мелантерита фиброферритовыми участками, которые выше сменяются горизон¬
том преобладания ярозита.
В зоне окисления сульфидных месторождений распространены следующие
сульфаты железа: мелантерит (FeS04-7H20); сидеротил (FeS04-5H20); фиброфер-
рит (Fe2(SO4)310H2O); ярозит (K2S04:3Fe2(S04)3-6H20).
Конечным продуктом окисления сульфидов^келеза являются минералы груп¬
пы гидроокислов железа (гидрогематит, гидрогётит и некоторые другие). Они
возникают в самом верхнем горизонте коры выветривания рудных месторожде¬
ний. По облику этих минералов часто проводится предварительная оценка место¬
рождения. Описание и анализ текстурно-структурных особенностей железняков
из зоны окисления рудных месторождений приводится в монографии С.С. Смир¬
нова [1951], а также в руководствах по поискам рудных месторождений.
Из гипогенных сульфидов меди наиболее распространен халькопирит
CuFeS2. В зоне гипергенеза он окисляется кислородом воздуха или сульфатом
окиси железа:
CuFeS3 + 402 = CuS04 + FeS04
CuFeS2 + 2Fe2(S04)3 = CuS04 + 5FeS04 + 2S.
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
361
Сера связывается в серную кислоту, которая в природных концентрациях не
оказывает практического влияния на халькопирит [Смирнов, 1951].
При достаточном содержании кислорода, нейтральной или слабокислой сре¬
де процесс окисления халькопирита сопровождается выносом сульфата меди
и замещением халькопирита гидроокислами железа. При дефиците кислорода
происходит взаимодействие сульфатов меди с халькопиритом, в результате чего
возникают вторичные сульфиды (ковеллин, халькозин), образующие особый го¬
ризонт в коре выветривания сульфидных месторождений (так называемую зону
вторичного обогащения).
В условиях зоны гипергенеза рудных месторождений сульфат меди обладает
высокой миграционной способностью. Это объясняется его хорошей раствори¬
мостью (172 г/л при 20°С) и негидролизуемосгью. Поэтому железо и медь, так
тесно связанные при гипогенном минералообразовании, обнаруживают тенден¬
цию к пространственному разобщению в зоне гипергенеза.
Для кристаллизации сульфатов меди требуются условия иссыхания водных
растворов. Поэтому в гумидных и семигумидных ландшафтах сульфаты меди
образуются довольно редко и обычно представлены тонкими выцветами-эфеме¬
рами. Значительные скопления сульфатов меди возможны лишь в резко аридных
ландшафтных условиях (Атакама в Чили, Верхоянье в России).
Сульфаты меди, так же как и сульфаты железа, весьма многочисленны. На¬
иболее распространенный из них- халькантит (CuS04-5H20). В отличие от лег¬
корастворимых сульфатов, карбонаты и силикаты меди являются устойчивыми
гипергенными новообразованиями. Возникновение этих минералов происходит в
результате взаимодействия растворов сульфатов меди с жильными минералами и
минералами вмещающих пород. Так, например, образуется малахит замещения:
2CuS04 + 2СаС03 + Н20 «-» CuC03Cu(0H)2 + 2CaS04 + С02.
Метаколлоидный. малахит выполнения образуется при взаимодействии суль¬
фатных рудных вод с бикарбонатными грунтовыми водами:
2CuS04 + 2Са(НС03)2 «-*• CuC03 Cu(0H)2 + 2CaS04 + 3C02 + Н20.
Поскольку растворимость основного карбоната меди невысокая, он периоди¬
чески выпадает из растворов в виде гелей, образуя натечные формы.
Наиболее распространенные карбонаты меди - малахит и азурит.
Из силикатов меди часто встречается метаколлоидный минерал хризоколла
(mCuOnSi02-pH20).
Основными сульфидами свинца и цинка являются галенит - PbS и с ф а -
л ер ит - ZnS. В Гидротермальном процессе геохимия цинка и свинца имеет
очень много общего. Поэтому в сульфидных рудах эти химические элементы
обычно сопутствуют друг другу.
В гипергенных условиях сфалерит окисляется чрезвычайно быстро, а галенит
значительно более устойчив благодаря образованию защитной пленки плохо рас¬
творимого сульфата свинца.
362
Часть II. Обзор распространенных кор выветривант России...
Гипергенное преобразование сульфидов свинца и цинка осуществляется по
схеме: сульфид—►сульфат—►карбонат. Однако поведение продуктов окисления га¬
ленита и сфалерита резко различается.
Первый продукт окисления галенита - сульфат свинца (англезит):
PbS+202=PbS04. Растворимость англезита - 0,041 г/л при 18°С. В дальнейшем
сульфат свинца подвергается воздействию бикарбонатных вод, в результате чего
образуется карбонат свинца (церуссит):
2PbS04 + Са(НС03)2 = 2РЬС03 + CaS04 + H2S04.
Растворимость церуссита — 0,001 г/л при 18°С, поэтому при выветривании
рудных месторождений вынос свинца весьма затруднен.
Иначе обстоит дело с цинком. При окислении сфалерита возникает госла-
рит (ZnS04-7H20). Растворимость сульфата цинка - 531,2 г/л при 18°С, и по¬
этому он легко вымывается. Если сульфатные воды, содержащие цинк, встречают
карбонатные породы, то в результате реакции обмена выпадает слабораствори¬
мый карбонат цинка (смитсонит):
ZnS04 + СаС03 = ZnCOg + CaS04.
Благодаря высокой растворимости сульфата цинка скопления смитсонита
часто возникают на значительном расстоянии от первичного залегания сульфид¬
ных руд.
Сульфиды молибдена представлены почти исключительно молибденитом
- MoS2. Он довольно устойчив к окислению, однако в результате длительного
гипергенного воздействия разрушается. Сульфат молибдена хорошо растворим, и
поэтому в зоне окисления часто происходит выщелачивание молибденита. Среди
гипергенных минералов молибдена в зоне окисления наиболее распространены
молибдит, точнее, ферримолибдит - Fe2(Mo4)3-8H20, а также повел-
лит -Са(Мо, W)04 и вульфенит-РЬМо04.
Арсениды. В сульфидных месторождениях часто содержится в значительном
количестве арсенопирит FeAsS. В зоне окисления этот минерал обладает пример¬
но такой же устойчивостью, как пирит. В результате гипергенного преобразова¬
ния замещается скородитом - FeAs04-2H20:
2FeAsS + 70, + 6Н20 = 2(FeAs04-2H30) + 2H2S04.
Часто скородит метасоматически развивается по арсенопириту с образовани¬
ем петельчатой структуры замещения. Скородит довольно устойчив, но все же
гидролизуется с образованием гидроокислов железа:
FeAs04-2H20 + Н20 <-► Fe(OH)3 + H3As04.
При этом образуются минералы группы питтицита - бурые аморфные
минералы, содержащие переменные количества окиси железа, фосфора и мышь¬
яка.
При наличии в исходных рудах галенита в сильно кислой среде происходит
образование минерала бедантита - PbFe3+3-(As04)-(S04)-(0H)6, который в ка¬
честве генетического признака является аналогом ярозита.
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
363
В процессе образования зоны окисления рудных месторождений происходит
сложное взаимодействие между химическими элементами руд и вмещающих
горных пород.
Изучение зоны окисления рудных месторождений многих районов, особен¬
но Казахстана, показало, что процессы гипергенного минералообразования со¬
провождаются привносом ряда химических элементов из вмещающих пород.
Ф.В. Чухров [1952] указывал, что фосфор, ванадий и молибден, содержавшиеся
в ничтожном количестве в окружающих породах, выщелачивались и сносились
в пониженные места. Если на этих участках имелись рудные месторождения, то
их зона окисления заметно обогащалась химическими элементами, практически
отсутствовавшими в неизмененных рудах.
За счет избирательного выноса химических элементов из вмещающих пород
в зоне окисления месторождений возникли разнообразные минералы. Среди них
наиболее распространены многочисленные фосфаты, ванадаты,. силикаты и кар¬
бонаты.
Геохимия зоны окисления сульфидных месторождений была детально изу¬
чена В.В. Щербиной [1955], который считал, что в образовании зоны окисления
участвуют две группы взаимоисключающих процессов: щелочных и кислотных.
Первые возникают в результате перехода в раствор натрия и калия, а также карбо¬
натов, бикарбонатов и силикатов этих элементов. Наиболее активные кислотные
процессы обусловлены окислением сульфидов и образованием при этом серной
кислоты. Основной источник серной кислоты —дисульфиды железа, главным об¬
разом пирит. Кроме того, образованию кислой среды могут способствовать поч¬
венные кислоты.
Сульфатные рудничные воды обладают большой кислотностью (pH до 2 и
меньше) и энергично взаимодействуют с минералами. При нейтрализации сер¬
нокислых растворов в осадок выпадают легко гидролизуемые сульфаты слабых
оснований.
Согласно представлениям В.В. Щербины, зона окисления сульфидных место¬
рождений формируется на фоне закономерной эволюции сернокислых растворов
с четко выраженной стадийностью гипергенного минералообразования.
Первая стадия связана с окислением пирита. При этом образуются разнооб¬
разные сульфаты как рудообразующих элементов, так и химических элементов,
извлеченных из вмещающих пород в результате сернокислотной переработки.
Во вторую стадию происходит образование сульфатов трехвалентного железа.
Третья стадия возникает вследствие дальнейшего понижения кислотности. Она
устанавливается по образованию гидрогётита с подчиненным количеством фос¬
фатов железа. Появление гидрогётита намечает начало смены кислой среды сла¬
бощелочной, образующейся за счет разрушения карбонатов и полевых шпатов
вмещающих пород.
Переход от кислой среды к нейтральной и слабощелочной сопровождается
появлением минералов - малахита, азурита, смитсонита, церуссита, фосфатов
364
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
меди и цинка, легкорастворимых в слабокислых растворах. Еще позже выделяют¬
ся гидросиликаты меди и цинка (хризоколла, каламин), а также другие минералы,
осаждающиеся из слабощелочных растворов. Эта парагенетическая ассоциация
характеризует четвертую, переходную стадию.
В пятую стадию образуются труднорастворимые ванадаты и молибдаты свин¬
ца, меди, железа, висмута и других металлов. Последующие стадии связаны с
образованием гипса и водорастворимых сульфатов и хлоридов.
В процессе формирования зоны окисления происходят реакции окисления и
ионного обмена, протекающие в направлении образования соединений, наиболее
устойчивых в данных условиях. Это проявляется в виде метасоматического заме¬
щения одних минералов другими. По степени устойчивости связи с карбонатным
анионом устанавливается следующий ряд:
Си > Pb > Са > Mg > Na.
Для фосфатного аниона наблюдается соотношение Pb > Си, Fe2+; для арсенат-
ного аниона наиболее устойчив катион Fe2+. Для молибдатного иона ряд устойчи¬
вости имеет вид:
Pb > Fe2+> Си > Са.
Разнообразие анионов и катионов и изменчивость геохимических условий
в зоне окисления рудных месторождений по сравнению с корой выветривания
распространенных пород обусловливает появление различных гипергенных ми¬
нералов. Как указывал С.С. Смирнов, “минералогия окисленных руд тяжелых
металлов гораздо более изобильна, нежели минералогия их сульфидных галоген¬
ных руд”. Наиболее распространены минералы группы окислов и гидроокислов,
сульфаты и карбонаты. Менее часто встречаются фосфаты, арсеналы, ванадаты,
молибдаты, вольфраматы, силикаты, вторичные сульфиды и др. В качестве при¬
мера в таблице 19 приведем минералогическую характеристику зоны окисления
Эге-Хайского оловорудного месторождения [Смирнов и др., 1941].
Таблица 19
Минеральный состава зоны окисления Эге-Хая
(в последовательности количественного расп
ространения)
Главные
Второстепенные
Третьестепенные
Редкие и очень редкие
Марказит
Сера
Мельниковит
Золото
Лимонит
Пирит
Ковеллин
Англезит
Мелантерит
Гипс
Халькозин
Сидеротил
Фиброферрит
Алуноген
Кварц
Эпсом ИТ
Ярозит
Каолинит
Кассетерит
Алуминит
Халцедон
Госларит
Опал
Дитрихит
Малахит
Фельзобаниит
Азурит
Славикит
Церуссит
Скородит
Тальк
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
365
Строение коры выветривания рудных месторождений
Зона окисления рудных месторождений по вещественному составу и внешне¬
му виду резко отличается от коры выветривания распространенных горных по¬
род. Это вполне естественно, если принять во внимание совершенно иные содер¬
жания многих химических элементов в горных породах и рудах. В то же время,
оказываясь на поверхности, руды, так же как и горные породы, попадают в сферу
процессов гипергенеза и испытывают определенные преобразования.
Первые сведения о закономерном распределении вещества при гипергенном
преобразовании сульфидных руд России относятся к первой половине прошлого
века. Для сульфидных месторождений Рудного Алтая была установлена не толь¬
ко закономерная смена состава руд от окисленных до неизмененных [Кулибин,
1836], но и сделана попытка выяснить генетическую последовательность про¬
цессов поверхностного изменения руд [Узатис, 1839]. Примерно в это же время
было обнаружено явление вторичного (гипергенного) перераспределения меди в
рудных месторождениях Западной Европы [Websky, 1852] и Северной Америки
[Whitney, 1855]. Первый опыт общей характеристики выветривания рудных мес¬
торождений произведен Р. Пенрозом [Penrose, 1894].
Несмотря на то, что продукты гипергенного изменения рудных месторожде¬
ний исследовались длительное время, изучение их носило сугубо прикладной ха¬
рактер. Поэтому наружную, преобразованную в поверхностных условиях часть
рудных месторождений (зону окисления) рассматривали как простое замещение
сульфидной руды бурым железняком. Теоретическое обобщение многочислен¬
ных фактических данных по составу и строению гипергенно измененной части
рудных месторождений началось в XX в.
На материале рудных месторождений США [Emmons, 1917] и Алтая [Пи¬
липенко, 1915] было детально изучено закономерное изменение состава вывет¬
ренной части рудных тел, которое в геологии получило название вторичной зо¬
нальности рудных месторождений. Сущность этого явления состоит в том, что от
неизмененной руды до поверхности происходит закономерная смена парагенети-
ческих ассоциаций новообразованных минералов. В двадцатых годах представ¬
ление о зональности рудных месторождений прочно укоренилось и появилось
стремление увязать эти данные со взглядами на процессы выветривания в целом.
Известный исследователь зоны окисления рудных месторождений Г. Шнейдерхён
писал: “От наружной поверхности до грунтовых вод имеется несколько зон, в
которых меняются химические условия. Вследствие этого также зонально изме¬
няются продукты выветривания” [Schneiderhohn, 1924, с. 470]. Часть сульфидно¬
го месторождения, охваченную процессами гипергенеза, этот ученый предлагал
называть зоной выветривания.
Как показано в предыдущем разделе, явление вторичной зональности обус¬
ловлено окислением сульфидов и взаимодействием продуктов их окисления с
другими минералами. По существу вторичная зональность представляет собой
366
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
проявление профильного строения зоны гипергенеза рудных скоплений. Наличие
же профиля, состоящего из закономерно сменяющихся генетических горизонтов,
является характерным признаком коры выветривания.
Следовательно, в зоне гипергенеза образуется кора выветривания не только
горных пород, но и рудных месторождений. Формирование генетических гори¬
зонтов этой коры выветривания обусловлено стадийностью рудного гипергенно¬
го минералообразования и вызывающих ее кислотно-щелочных и окислительно¬
восстановительных процессов.
Автоморфная кора выветривания рудных месторождений, так же как и гор¬
ных пород, формируется в условиях нисходящего тока грунтовых вод. В нижней
части профиля выветривания на состав гипергенных образований большое влия¬
ние оказывают грунтовые (трещинные) воды.
Генезис вторичной зональности рудных месторождений объясняли, исходя из
следующих представлений о приповерхностной циркуляции вод (схема Финча,
по [Смирнов, 1951]). По этой схеме над уровнем грунтовых вод располагается
область интенсивного промывания просачивающимися водами (зона просачи¬
вания), затем переходная область замедленного движения вод, нижняя граница
которой определяется положением местного базиса эрозии, выходом источников
грунтовых вод (зона истечения). Ниже располагается область застойных вод. Эти
представления на первый взгляд хорошо согласуются с принципиальной схемой
строения профиля выветривания рудного месторождения (рис. 33).
В верхней части зоны гипергенеза располагается область свободной цирку¬
ляции воздуха и достаточного количества кислорода. Здесь происходит разруше¬
ние первичных сульфидов с образованием конечных форм окисления некоторых
элементов, в первую очередь, гидроокислов железа. Накапливающиеся в самой
верхней части коры выветривания бурые гидроокислы железа образуют “желез¬
ную шляпу”, как будто прикрывающую
месторождение. Часть металлов в раство¬
ренном состоянии вместе с фильтрующи¬
мися водами мигрирует вниз. Эти воды
взаимодействуют с рудными минерала¬
ми. В результате может произойти пол¬
ное выщелачивание рудных компонентов
с образованием “сыпучки” устойчивых
минералов (кварц, барит). В случае ма¬
лого количества воды и соответственно
наличия концентрированных растворов
Рис. 33. Схема строения коры выветривания
сульфидного месторождения
Железная шляпа
Зона
выщелачивания
Окисленные руды
Уровень
грунтовых вод
Зона вторичного
сульфидного
обогащения
Первичная
зона
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
367
могут возникать гипергенные минералы. В зависимости от геохимической об¬
становки происходит образование различных групп минералов. В верхней части
коры выветривания в условиях достаточного количества кислорода появляются
устойчивые соединения - сульфаты окиси железа. В нижней части коры выветри¬
вания над уровнем грунтовых вод располагается область затрудненной циркуля¬
ции воздуха и дефицита кислорода. Здесь возникают сульфаты закиси железа. Та¬
ким образом, выше уровня грунтовых (трещинных) вод располагается часть коры
выветривания месторождения, для которой общими будут процессы окисления и
гидролиза. Она получила название зоны окисления рудных месторождений. Раз¬
личная степень выраженности процессов окисления и гидролиза обусловливает
наличие нескольких горизонтов.
Ниже уровня грунтовых вод находится область отсутствия свободного кис¬
лорода. Характер процессов здесь совершенно иной. Металлы, мигрировавшие
в растворенном состоянии с водами из окисленной зоны в область отсутствия
кислорода, восстанавливаются и выпадают в виде вторичных сульфидов. В ре¬
зультате в бескислородной области происходит накопление вторичных сульфи¬
дов (халькозин, ковеллин). Поэтому нижняя часть коры выветривания рудных
месторождений получила название зоны вторичного сульфидного обогащения.
Следует отметить, что представления об отсутствии свободного кислоро¬
да ниже уровня грунтовых вод требуют существенной поправки. По данным
А.И. Германова [1955], кислород атмосферы, растворяясь в подземных водах в
условиях активного водообмена, нередко проникает на 100-150 м ниже уровня
вод. Особенно свободно распространяется кислород по легкопроницаемым учас¬
ткам, например, вдоль зон трещиноватости.
Правда, на участках сульфидной минерализации при прочих равных условиях
кислород проникает на меньшие глубины.
Таким образом, процессы гипергенного окисления в какой-то мере могут про¬
исходить и ниже уровня вод. Здесь в условиях общей недостаточности кислорода
реакции окисления не захватывают всей массы сульфидов, а проявляются на от¬
дельных участках. В настоящее время известны неоднократные случаи развития
кислородсодержащих минералов по гипогенным сульфидам на большой глубине
под уровнем грунтовых вод. В то же время следует иметь в виду, что на протяже¬
нии геологической истории в ряде случаев происходил подъем уровня грунтовых
вод и вследствие этого минералы зоны окисления могли оказаться ниже уровня
грунтовых вод. Следы такого “заболачивания” зоны окисления обнаружены на
Коунрадском и некоторых других месторождениях Казахстана [Чухров, 1952], а
также на рудных месторождениях Алтая [Пилипенко, 1915].
В каждом конкретном случае по профилю выветривания рудных месторож¬
дений происходят закономерные изменения минеральных ассоциаций, каждая из
которых соответствует определенному генетическому горизонту. В качестве при¬
мера приведем характеристику минерального состава генетических горизонтов
профиля выветривания месторождений Алтая (табл. 20).
368
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
Таблица 20
Изменение минерального состава по профилю коры выветривания рудных месторождений
Западного Алтая (по [Пилипенко, 1915])
Горизонт коры
выветривания
Главные минералы
Распространенные
минералы
Редкие минералы
Зона охристых
Лимонит, пиролюзит,
Манганит, кварц,
Лед, альбит, барит,
руд (оксизона)
аморфная
тенорит, кальцит,
повелит, вульфенит,
Верхний
кремнекислота,
каолинит, серицит,
гидроцеруссит,
горизонт
кераргирит,
халькозин, хризоколла,
аурихальцит, шеелит,
(гидрозона)
малахит, церуссит,
азурит, смитсонит
самородные серебро,
золото и медь
фосгенит, сурик
Нижний
Ярозит,
Кварц, каламин,
Оливенит, атакам ит,
горизонт
самородные золото,
каолинит, хризоколла,
алунит, скородит,
(карбонатозона)
серебро и медь,
куприт, кераргирит,
халькантин,
мелантерит,
госларит, англезит
турьит, гипс
брошантит, галотрихит,
цианотрихит,
трихальцит (?), биотит,
хеневикеит
Зона
Халькозин, аргенит,
Ковеллин, марказит,
Висмут, карелинит,
сажистых руд
(сульфоксизона)
самородные золото,
серебро и медь,
грубодисперсная
фаза минералов зоны
колчеданистых руд
сера, кварц
штромейерит (?)
Зона
Кварц, барит, анкерит,
Блеклые руды,
Алтаит, висмутинит,
колчеданистых
РУД
серицит, сфалерит,
пирит, галенит,
халькопирит
кальцит
арсенопирит,
вольфрамит, борнит,
витерит, гессит,
марказит, пирротин,
гематит, магнетит,
сидерит, флюорит,
тремолит, актинолит,
абсент, эпид от
Цвет и структура каждого из генетических горизонтов коры выветривания
рудных месторождений резко различаются. Так, например, для рудных место¬
рождений Западного Алтая цвет неизмененной процессами гипергенеза руды от
темно- до золотисто-серого, в зависимости от соотношения сфалерита и гале¬
нита, с одной стороны, пирита и халькопирита — с другой. Структура руд ясно
кристаллическая, блеск металлический.
Образцы из горизонта сажистых руд представлены черными массами землис¬
той порошковатой тонкодисперсной структуры без металлического блеска. Шту¬
фы горизонта охристых руд обладают желтым или коричневым цветом с различ¬
ными оттенками. Светлый зеленовато-желтый оттенок связан с преобладанием
свинцовых и железистых охр, зеленый и синий - с карбонатами меди, кирпично¬
красный - с гидроокислами меди. П.П. Пилипенко [1915] отмечает “красочность
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
369
алтайских охр”. Структура охристых руд порошковатая, грубопористая, ячеис¬
тая, натечно-слоистая.
Итак, гипергенное преобразование сульфидных месторождений приводит к
образованию окисленной зоны (с несколькими горизонтами) и горизонта суль¬
фидного обогащения ниже уровня трещинных вод. Глубже располагается неизме¬
ненная процессами гипергенеза рудная залежь. Такова самая общая схема коры
выветривания рудных месторождений.
С.С. Смирнов [1951] особенно подчеркивал, что полная схема развития коры
выветривания рудных месторождений редко проявляется в каждом конкретном
случае. Обычно один или несколько горизонтов выпадают. Ого обстоятельство
обусловливается рядом причин- ландшафтными особенностями района, соста¬
вом руд и вмещающих пород, морфологией рудного тела и структурно-текстур¬
ными особенностями руд.
Значение ландшафтных условий для формирования
коры выветривания рудных месторождений
Природно-географические условия имеют весьма важное значение для фор¬
мирования коры выветривания как распространенных горных пород, так и руд¬
ных месторождений. Абсолютное количество осадков, гидротермический режим
зоны гипергенеза, жизнедеятельность микроорганизмов и высших растений, а
также другие факторы оказывают активнейшее воздействие на образование коры
выветривания рудных месторождений. В связи с этим интересно сопоставить
однотипные месторождения, выветривание которых могло происходить в неоди¬
наковых ландшафтных условиях. Удобным объектом для такого сопоставления
является Урал.
Теоретически можно предполагать, что в аридных условиях продукты окисле¬
ния пирита (серная кислота и сульфат закиси железа) полностью выносятся, так
как из-за малого количества воды гидролиза не происходит. Во влажном клима¬
те образуются более разбавленные растворы. Сульфат закиси железа окисляется
до соединений окиси и выпадает в виде ярозита, так как кислотность растворов
слишком велика, для того чтобы гидролиз мог дойти до образования гидрооки¬
си железа. В гумидном климате в условиях сильного обводнения разбавленных
растворов и соответственно их относительно невысокой кислотности гидролиз
осуществляется полностью с образованием псевдоморфоз гидроокислов железа
по пириту.
Колчеданные месторождения Урала распространены на расстоянии около
750 км - почти на всем протяжении этой древней складчатой системы. Характер
месторождений однотипен. Они залегают в сходных геологических условиях в
полосе вулканических пород силурийско-девонского возраста. Возникновение
370
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
колчеданных месторождений А.Н. Заварицкий связывает с интенсивным гер-
цинским метаморфизмом. С процессами метаморфизма связано образование так
называемых зелено-каменных пород (хлоритизированных и эпидотизированных
вулканогенно-осадочных образований). Колчеданные месторождения приуроче¬
ны к зеленокаменным породам Урала. Рудные тела обычно имеют форму жило-
или линзообразной залежи. В составе руд резко преобладает пирит.
В результате длительного этапа гипергенеза, преимущественно на протяже¬
нии мезозоя и палеогена, эти месторождения, как и вся область Урала, были под¬
вергнуты интенсивному преобразованию. При этом за счет окисления масс суль¬
фидов возникли столь мощные горизонты бурых железняков (“железные шля¬
пы”), что в XIX в. они разрабатывались как железные руды. Лишь значительно
позже было обнаружено, что под железными рудами располагаются сульфидные
месторождения. Следовательно, зоны окисления колчеданных месторождений
являются своеобразным вариантом мощной мезозойско-палеогеновой коры вы¬
ветривания Урала.
Колчеданные месторождения Северного, Среднего и частично Южного Урала
обладают вполне определенным строением профиля коры выветривания. Верхний
горизонт выветренной части рудного тела представлен мощными скоплениями
гидроокислов железа. Ниже располагается зона выщелачивания, в верхней части
которой находится горизонт полного растворения и вымывания сульфидов. В ре¬
зультате здесь происходит остаточное обогащение жильных минералов — обычно
кварца и барита (кварцево-баритовые “пески”, или “сыпучка”). В нижней час¬
ти зоны выщелачивания находится горизонт частичного растворения исходных
сульфидных руд, где массивные колчеданные скопления частично выщелочены
и дезинтегрированы (сульфидная сыпучка). Далее книзу размещается горизонт
более или менее выраженной аккумуляции вторичных (гипергенных) сульфидов
-халькозина и ковеллина, ниже которого располагаются неизмененные руды. Ти¬
пичный пример строения коры выветривания колчеданных месторождений Ура¬
ла изображен на рисунке 34.
На крайнем юге Урала находится Блявинское месторождение. Генезис его
аналогичен другим колчеданным месторождениям Урала, однако строение про¬
филя коры выветривания имеет некоторые отличительные черты.
Основным гипогенным рудным минералом является пирит, в небольшом ко¬
личестве присутствуют марказит и халькопирит, местами - сфалерит. Кора вы¬
ветривания подразделяется (сверху вниз) на “железную шляпу”, горизонт кварце¬
во-гипсовой сыпучки, маломощный горизонт выщелоченных сульфидных руд и
горизонт вторичного сульфидного обогащения. Верхняя часть “железной шляпы”
сложена сплошными массами гидроокислов железа, среди которых преобладает
гематит (красные железняки). Нижняя часть представлена охристо-желтыми мас¬
сами ярозита. На размытой поверхности “железной шляпы” залегают морские
отложения мелового возраста (рис. 35).
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
371
Рис. 34. Кора выветривания Новолевинского колчеданного месторождения [Минералогия Ура¬
ла, 1941]
1 - альбитофиры; 2 - рассланцованные альбитофиры и зеленые сланцы; 3 - кварцево-серици-
товые сланцы; 4 - импреньяция пирита в кварцево-серицитовых сланцах; 5 - колчеданная залежь;
б - сульфидная сыпучка; 7 - бурый железняк; 8 - рыхлые отложения; 9 - разведочная скважина
Рис. 35. Кора выветривания Блявинского медноколчеданного месторождения (по [Шадлун,
1948])
1 - вмещающие породы (спилиты); 2 - огипсованные спилиты; 3 - опалово-ярозитовые поро¬
ды на месте спилитов; 4 - кварцевый кератофир; 5 - осадочные отложения мезозоя и палеогена;
б-“железная шляпа”; 7- кремнисто-гипсовая сыпучка; 8- колчеданная руда
По мнению Т.Н. Шадлун [1948], кора выветривания этого месторождения
сформирована в условиях сухого и жаркого климата при сглаженном рельефе. Об
этом свидетельствует обилие разнообразных сульфатов, значительные скопления
ярозита в “железной шляпе”, наличие безводных окислов железа и некоторые
другие признаки. Характер зоны окисления этого месторождения более близок к
372
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
зоне гипергенеза рудных месторождений Казахстана, чем к зоне окисления кол¬
чеданных месторождений Среднего и Северного Урала.
Для профиля выветривания рудных месторождений Казахстана типичны
мощные горизонты богатых окисленных руд и вторичного сульфидного обога¬
щения. Они могли сформироваться только на протяжении длительного времени,
на что указывают явления преобразования некоторых относительно устойчивых
минералов (например, вольфрамита), а также повышенное содержание в профиле
выветривания минералов, возникших за счет привноса вещества из окружающих
пород (фосфаты, ванадаты, молибдаты). Отмеченные особенности коры выветри¬
вания рудных месторождений характерны для всей огромной площади Казахской
эпигерцинской платформы.
На юге Казахстана располагается Коунрадское месторождение. Геологиче¬
ское строение района характеризуется широким развитием эффузивных пород
палеозоя, которые прорваны интрузиями гранитного состава. Мощное орудене¬
ние представлено серией кварцево-сульфидных жил и рассеянной вкрапленно¬
стью в глубоко-измененных изверженных породах. Мощность коры выветрива¬
ния этого месторождения весьма значительна. Горизонт окисления имеет мощ¬
ность 20-25 м/ на одних участках руды выщелочены, на других имеют промыш¬
ленное значение. Ниже располагается горизонт вторичного сульфидного обога¬
щения (“халькозиновая зона”), мощность которого обычно 40-70 м (местами более
100-140 м).
На северо-востоке Казахстана известно Бощекульское масторождетаие. Его
рудное поле сложено кембрийской вулканогенно-осадочной толщей, прорванной
дайками окварцованных гранит-порфиров. Оруденения представлены тонкой
вкрапленностью и прожилками. Кора выветривания хорошо развита, в профиле
выделяются горизонты окисленных руд мощностью около 20 м и вторичного обо¬
гащения - 30-70 м.
Кора выветривания хорошо выражена на сульфидных месторождениях Алтая.
На известном цинково-свинцово-медном Риддерском месторождении мощность
коры выветривания превышает 50 м (в настоящее время она почти полностью
выработана). На других месторождениях отмечены еще более мощные коры вы¬
ветривания, иногда превышающие 200 м [Вейц, 1959]. Глубоко проработанная
кора выветривания установлена на ряде месторождений Восточного Забайкалья.
Особыми чертами отличается строение коры выветривания рудных место¬
рождений Северо-Востока. В профиле коры выветривания месторождений это¬
го района прекрасно представлены мощные горизонты сульфатов железа, меди,
цинка. В то же время поверхностная аккумуляция гидроокислов железа выражена
значительно менее резко, чем на Урале, а горизонты выщелачивания часто совер¬
шенно отсутствуют. Мощность зоны гипергенного преобразования руд достигает
70 м и более [Смирнов и др., 1941].
Автором в 1949-1951 гг. при изучении рудных месторождений Северо-Восто¬
ка на ряде месторождений была обнаружена мощная кора выветривания. В част¬
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
373
ности, в коре выветривания Илинтасского олово-вольфрамового месторождения
были установлены мощные скопления сульфатов железа, меди, цинка и др., более
обильные, чем на месторождениях Казахстана3.
Таким образом, намечаются два крайних типа строения профиля коры вы¬
ветривания сульфидных месторождений. Первый тип характеризуется наличием
мощного железо-аккумулятивного горизонта в самом верху профиля, горизонтов
выщелачивания - в срединной части профиля и развитым горизонтом аккумуля¬
ции гипергенных сульфидов. По-видимому, формирование подобного профиля
обусловливается гумидными, умеренно теплыми климатическими условиями.
Второй тип строения профиля отличается относительно слабо развитым по¬
верхностным железо-аккумулятивным горизонтом. Горизонты выщелачивания
отсутствуют, а срединная часть профиля представлена мощными горизонтами
аккумуляции сульфатов, среди которых четко выделяются (сверху вниз) горизон¬
ты сульфатов окиси железа (ярозитовый и фиброферритовый) и сульфатов закиси
железа. Горизонт аккумуляции вторичных сульфидов выражен умеренно. Можно
предполагать, что этот тип строения выветривания отвечает аридным ландшафт¬
ным условиям. Такой профиль выветривания имеют сульфидные месторождения
Северо-Востока России.
Между этими крайними типами располагаются различные варианты строения
профиля выветривания переходного типа, в которых горизонты выщелачивания
обладают меньшей мощностью и выражены менее отчетливо, чем в профиле пер¬
вого типа, а сульфатно-аккумулятивные горизонты представлены не столь полно,
как в профиле второго типа.
Поскольку контроль ландшафтно-геохимических условий в пределах одного
района осуществляется рельефом, то для образования коры выветривания руд¬
ных месторождений трудно переоценить значение геоморфологического фактора.
Глубина грунтовых и трещинных вод, соотношение поверхностного и грунтового
стока, мощность горизонта аэрации в значительной мере определяются характе¬
ром рельефа. Например, сульфидные месторождения Кавказа, имеют третичный
возраст. Жаркие гумидиые условия благоприятствовали образованию мощной
зоны окисления. Однако в конце неогена и на протяжении четвертичного пери¬
ода область Кавказа испытывала интенсивный подъем. В результате эрозия шла
параллельно процессам выветривания, а часто и опережала их. По-видимому,
поэтому в медных, полиметаллических и редкометальных сульфидсодержащих
месторождениях Кавказа кора выветривания недостаточно хорошо проработана.
В зоне окисления участки окисленных руд чередуются с хорошо сохранившими¬
ся сульфидными рудами, зона цементации отсутствует [Акопян, 1960].
Хорошая сохранность зоны гипергенеза рудных месторождений Казахста¬
на в значительной мере обусловлена относительно спокойным тектоническим
5 Разнообразные и многочисленные сульфаты характерны также для коры выветривания месторож¬
дений, расположенных в резко аридных тропических и субтропических ландшафтах. Такова кора
выветривания северочилийских сульфидных месторождений (Алькапаразо, Чиквикамата и др.).
374
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
режимом и умеренно расчлененным рельефом. На Урале в связи с блоковыми
поднятиями и омоложением рельефа происходило понижение уровня грунтовых
вод. Предполагают, что это способствовало образованию четких горизонтов коры
выветривания.
При детальных исследованиях роль рельефа выступает чрезвычайно отчетли¬
во. В восточной части Танну-Ола имеются гидротермальные крупные трубооб¬
разные залежи неправильной формы, состоящие в основном из сидерита, барита,
флюорита с переменными количествами гематита, пирита, магнетита и кварца.
На рудных телах местами образована окисножелезистая кора выветривания мезо¬
зойско-палеогенового возраста. Формирование современного рельефа связано с
посленеогеновыми тектоническими движениями. На положительных элементах
рельефа, подвергнутых интенсивной эрозии в четвертичное время, кора выветри¬
вания рудных тел отсутствует, в то время как она хорошо выражена на сохранив¬
шейся поверхности древнего рельефа [Митропольский, 1962].
По мнению С.С. Смирнова, для образования мощной коры выветривания
рудных месторождений наиболее благоприятны не энергичная эрозия и моло¬
дой рельеф, а конечные стадии рельефообразования с затухающей эрозионной
деятельностью и пенепленезированным рельефом. При этом для формирования
мощных горизонтов вторичного сульфидного обогащения типичны срединные
стадии рельефообразования, при которых эрозия несколько отстает от скорости
продвижения вниз границы окисления.
Значение геологического строения
и вещественного состава рудных месторождений
для формирования коры выветривания
Накопившийся фактический материал привел исследователей к выводам, что
зона окисления не является простым замещением первичных руд гипергенными
новообразованными материалами.
Вмещающие породы, тектоника, форма рудного тела, текстурно-структурные
особенности руды оказывают существенное влияние и часто определяют харак¬
терные черты коры выветривания рудных месторождений. Степень раздроблен¬
ности пород обусловливает глубину и скорость циркуляции трещинно-грунто¬
вых вод и воздуха. Скорость гипергенного преобразования сульфидов зависит
от характера их распределения в руде. В итоге расположение окисленных руд по
форме и размерам обычно не отвечает исходному рудному телу, а иногда даже не
совпадает с бывшим выходом сульфидных руд на поверхность.
С одной стороны, наличие карбонатов среди жильных или вмещающих пород
способствует нейтрализации кислых растворов, что влечет за собой выпадение
определенных соединений. Классическим примером подобного случая является
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
375
окисление полиметаллических руд в карбонатных вмещающих породах. Здесь
происходит резкое разделение цинка и свинца - элементов, весьма тесно ассо¬
циированных в гидротермальном процессе. Свинец, связанный в виде скопле¬
ний малорастворимого англезита, накапливается на месте первичных руд и затем
замещается еще менее растворимым церусситом. Цинк в форме легкораствори¬
мого сульфата выносится за пределы рудного тела. При наличии некарбонатных
вмещающих пород цинк рассеивается. На контакте с карбонатными породами в
результате реакции обмена сульфата цинка с карбонатами происходит выпадение
плохо растворимого смитсонита. Поэтому многие месторождения, обнаружен¬
ные по зоне окисления как свинцовые, на глубине оказались свинцово-цинковы¬
ми (рис. 36).
С другой стороны, карбонатные поро¬
ды относительно легко растворяются, что
сопровождается карстообразованием. По¬
роды становятся более проницаемыми, и
зона гипергенного преобразования прони¬
кает далеко вглубь. Известны случаи (Тин-
тик, США), когда в карбонатных породах
зона окисления достигает глубины более
500 м, а в расположенных рядом извержен¬
ных породах имеет значительно меньшую
мощность.
Исключительно важное значение для
формирования коры выветривания мес¬
торождений руд имеет трещиноватость.
На рисунке 37 изображен профиль через
молибденовое месторождение Давенда,
расположенное в Восточном Забайкалье.
Месторождение представлено серией
кварцево-молибденовых жил в биотито-
вых среднезернистых гранитах. Жилы сло¬
жены кварцем, турмалином и карбонатами
с примесью сульфидов железа, молибдена,
висмута, меди, свинца и цинка. Процессы
окисления затухают с глубиной, по-види¬
мому, в целом ограничиваясь поверхнос¬
тью многолетней мерзлоты. Однако глуби¬
на зоны окисления на различных участках меняется более чем в два раза (от 50 до
115 м) в связи со степенью трещиноватости.
Точно так же в рудных месторождениях Алтая мощность зоны гипергенного
преобразования в значительной мере обусловлена глубиной и интенсивностью
послерудного тектонического дробления.
Рис. 36. Кора выветривания Турланско-
го свинцово-цинкового месторождения (по
И.И. Князеву)
I - известняк; 2 - брекчии оседания;
3 - окисленные свинцовые руды; 4 - окис¬
ленные цинковые руды
376
Часть П. Обзор распространенных кор выветривания России...
Рис. 37. Схематический продольный разрез через месторождение Давенда (по [Дружинин,
1956])
I - дайки кварцевого микрогаббро; 2 - тектонические нарушения; 3 - граница “вечной”
мерзлоты; 4 - горные выработки; 5 - изолинии степени окисления молибденита, %
Определяющее значение для характера коры выветривания имеет состав руд.
Разнообразие анионов и катионов в зоне окисления рудных месторождений по
сравнению с корой выветривания распространенных пород обусловливает по¬
явление разнообразных гипергенных минералов. Соответственно в различных
месторождениях строение профиля коры выветривания будет неодинаково. По
данным С.С. Смирнова [1951], “правильная вторичная зональность в полном раз¬
витии” для медно-сульфидных месторождений будет иметь следующее строение:
подзона окисленных руд, подзона окисленных выщелоченных руд, подзона бога¬
тых окисленных руд, зона вторично обогащенных сульфидных руд, зона сульфид¬
ных галогенных руд. Иное строение имеет кора выветривания урано-сульфидных
месторождений, в которых сверху располагается горизонт гидроокислов и сили¬
катов, ниже - горизонт фосфатов и арсенатов. Далее книзу находится горизонт
урановых черней, постепенно переходящий в неизмененную настурановую руду
[Грицаенко и др., 1959].
Возраст коры вь;ветривания рудных месторождений
Процессы гипергенеза, как правило, отделены значительным промежутком
времени от момента образования месторождения. Гипергенное преобразование
рудных скоплений становится возможным лишь после того, как денудация раз¬
рушит толщу покрывающих пород и факторы гипергенеза получат возможность
воздействовать на гипогенные минералы.
В северной половине Азии значительная часть рудных месторождений с суль¬
фидной минерализацией образовалась в каледонскую и особенно в герцинскую
металлогенические эпохи. По мнению Ф.В. Чухрова [1964], формирование коры
выветривания этих месторождений осуществлялось на протяжении мезозоя и
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
377
третичного периода. Таким образом, этап гипергенеза, начавшийся в нижнем па¬
леозое и закончившийся в палеогене, во время которого были образованы мощ¬
ные коры выветривания горных пород, отразился и на выветривании рудных мес¬
торождений.
Мезозойский возраст предполагается у кор выветривания рудных месторож¬
дений Казахстана, Урала, Алтая, частично Тянь-Шаня и других районов [Пили¬
пенко, 1915; Шадпун, 1948; Чухров, 1952]. Образование рудных месторождений
Восточной Сибири и тихоокеанского побережья связано с мезозойской метал-
логенической эпохой. Процессы гипергенеза этих месторождений развивались,
начиная с верхнего мела.
Длительный период континентального режима и относительно слабая эрози¬
онная деятельность способствовали образованию мощной зоны окисления мес¬
торождений полиметаллических руд Восточного Забайкалья. На участках отно¬
сительно слабой эрозионной деятельности в прошлом мощность зоны окисления
достигает 170-200 м [Дубинина и др., 1963].
Время образования коры выветривания рудных месторождений Северо-Вос¬
тока недостаточно ясно. С.С. Смирнов связывал образование мощных сульфат¬
ных зон окисления этой области с жаркими и сухими условиями предледниково-
го времени, а суровыми условиями ледникового периода объяснял консервацию
и хорошую сохранность зоны окисления. Эту точку зрения полностью разделял
Ф.В. Чухров [1964]. Однако палеогеографические данные не подтверждают пред¬
положения о наличии на Северо-Востоке на протяжении неогена аридных усло¬
вий, а, наоборот, свидетельствуют о распространении в этой области гумидных
лесных ландшафтов. На это же указывает состав палеоген-неогеновых кор вы¬
ветривания, обнаруженных на севере Камчатки [Новоселов, 1964] и побережье
Охотского моря [Валпетер, 1965]. Нам представляется, что формирование коры
выветривания месторождений Северо-Востока было длительным и сложным
процессом. Начало его, возможно, относится к гумидным условиям дочетвертич-
ного времени, но образование мощных скоплений водорастворимых сульфатов
связано с резко аридными условиями четвертичного периода.
Интересно отметить, что кора выветривания рудных месторождений широко
развита в областях, претерпевших неоднократное оледенение. Так, например, в
Финляндии и Швеции изучена кора выветривания колчеданных месторождений.
Обычно в нижней ее части отмечаются горизонты сульфатов, выше - ярозитово-
лимонитовый горизонт, еще выше - полностью выщелоченная кварцевая дресва.
Эта кора выветривания покрыта мореной [Saksela, 1953].
В настоящее время обнаружена кора выветривания сульфидных месторожде¬
ний четвертичного возраста. Примером может служить зона гипергенеза Нориль¬
ского месторождения. Медно-никелевые сульфидные руды этого месторождения
обнаруживают следы гипергенного изменения до глубины 100-120 м. Здесь вы¬
деляются зоны окисления и вторичных сульфидов меди и никеля. В зоне окисле¬
ния присутствуют гидроокислы железа, сульфаты окиси и закиси железа, нике¬
378
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
ля, меди, самородная медь и другие гипергенные минералы. Н.С. Зонтов [1959]
считал, что зона окисления в основных чертах сформировалась между первым и
вторым покровными оледенениями.
Следует отметить, что кора выветривания многих рудных месторождений
содержит проявления наложенных процессов, вызванных изменением ландшаф¬
тно-геохимических условий. Например, в горных районах Алтая и Тянь-Шаня
древние зоны окисления рудных месторождений были “омоложены” новыми
процессами гипергенеза вследствие поднятий альпийского тектогенеза. На уце¬
левшие от ледниковой экзарации доледниковые зоны окисления сульфидных
месторождений Кольского полуострова были наложены процессы послеледни¬
кового выветривания. Определенные изменения обнаруживает зона окисления
некоторых рудных месторождений Казахстана в связи с местными опусканиями
и относительным повышением уровня грунтовых и трещинных вод.
Соотношение во времени и пространстве
кор выветривания рудных месторождений
и распространенных горных пород
Выяснение указанного в заголовке соотношения встречает большие трудно¬
сти. Сложная расшифровка разновозрастных минеральных ассоциаций коры вы¬
ветривания горных пород еще более затрудняется дешифрированием специфи¬
ческих парагенезов рудных минералов. По-видимому, поэтому для одной и той
же территории данных об истории формирования коры выветривания рудных
месторождений обычно значительно меньше, чем сведений об эволюции коры
выветривания распространенных горных пород.
Изучение взаимоотношений коры выветривания рудных месторождений и ок¬
ружающих пород особенно важное значение приобретает для поисков месторож¬
дений, не выходящих на дневную поверхность. При гипергенезе месторождений
происходит частичный вынос и рассеивание рудных элементов вокруг месторож¬
дения. Этот процесс фиксируется в коре выветривания в виде так называемых
вторичных ореолов рассеяния.
В древней коре выветривания они могут рассматриваться как остаточные, то
есть преобразованные первичные ореолы. Однако в результате гипергенеза мо¬
жет происходить не только сохранение части исходных металлов, но также и их
обогащение. Обычно это явление связано с процессами сорбции металлов мине¬
ралами монтмориллонитовой, гаплуазитовой и гидрослюдистой групп, а также
железистыми и марганцевыми новообразованиями. В отдельных случаях в древ¬
ней коре выветривания металлы накапливаются в значительно большем коли¬
честве, чем они содержались в исходной породе. В частности, так образовались
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
379
месторождения никеля, кобальта и некоторых других металлов в древней коре
выветривания ультраосновных пород Урала.
В переотложенных продуктах новейшего этапа гипергенеза, покрывающих
рудные месторождения, формирование вторичных ореолов рассеяния представ¬
ляет собой еще более сложный процесс, чем в древней коре выветривания. Ги¬
пергенное преобразование исходных минералов переводит в подвижное состоя¬
ние некоторые рудные элементы. Перемещаясь вместе с грунтовыми водами, эти
элементы могут задерживаться в рыхлых отложениях, вызывая их эпигенетичес¬
кое “заражение”. Относительно устойчивые формы рудных элементов попадают
в покров рыхлых отложений в результате денудации. Соотношение “механиче¬
ской” и “эпигенетической” составляющих вторичных ореолов сильно меняется в
зависимости от конкретных ландшафтно-геохимических условий.
На рисунке 38 видно, что в процессе древнего выветривания в результате
фиксации рассеивающихся рудных элементов гипергенными силикатами сфор¬
мировался вторичный ореол рассеяния, размеры которого значительно превы¬
шают величину рудного тела в плане. А переотложенные продукты новейшего
этапа гипергенеза не только не способствуют дальнейшему распространению
эпигенетического ореола, но ясно экранируют остаточный ореол в древней авто-
морфной коре выветривания. Это обусловлено, во-первых, составом покровных
отложений, сложенных дальнеприносными компонентами, и, во-вторых, процес¬
сами эпигенетической стадии новейшего
этапа гипергенеза, которые не благопри¬
ятствовали перераспределению рудных
элементов.
Наиболее обычно уменьшение разме¬
ров ореола рассеяния в зоне гипергенеза
от древней коры выветривания к рыхлым
покровным отложениям и далее к верхне¬
му горизонту почвы.
Подобный случай описан М.А. Гла-
зовской с соавторами [1961]. Меднокол¬
чеданное месторождение на Южном Ура¬
ле расположено в толще альбитофиров и
Рис. 38. Вертикальный разрез вторичного
ореола рассеяния в коре выветривания рудопро-
явления редких элементов (по [Еремеев, Соловов,
1963])
1 - покровные четвертичные отложения;
2 - глинистая кора выветривания; 3 - коренные
породы; 4 - рудное тело; 5 - изоконцентрации
(в условных единицах); б - скважины колонкового
бурения; 7 - шнековые скважины
380
Часть II. Обзор распространенных кор выветривания России...
их туфов девонского возраста. Поверхность коренных пород с выходами рудных
тел покрыта толщей четвертичных отложений суглинистого состава мощностью
30-50 м. Нижняя часть этой толщи обогащена местным материалом, в связи с чем
наблюдается повышенное содержание рудных элементов. Верхняя (примерно 20
м) часть четвертичной толщи лишена механических продуктов разрушения зоны
окисления рудной залежи. Поэтому естественно, что широкий ореол рассеяния в
древней коре выветривания рудовмещающих пород незначительно уменьшается
в нижней части четвертичной толщи, но резко сокращается в ее верхних горизон¬
тах. Изменение конфигурации ореола связано с наличием в юго-восточной части
участка известняков, подстилающих рыхлые отложения. Наличие карбонатной
среды обусловливает выпадение мигрирующих металлов. На поверхности ано¬
мальное содержание рудных элементов ограничено площадью распространения
заболоченных почв благодаря обмену грунтовых вод с более глубоко расположен¬
ными горизонтами подземных вод.
В ряде случаев под влиянием тектонических и гидрогеологических особен¬
ностей месторождения, истории развития района и других факторов взаимоот¬
ношения коры выветривания рудного месторождения и вмещающих пород ста¬
новятся более сложными. Тогда ореол рассеяния рудных элементов приобретает
сложную конфигурацию.
Ю.В. Шарков изучил колебания размеров ореола рассеяния редкометального
месторождения в зависимости от изменения характера гипергенеза. Месторож¬
дение расположено на небольшой возвышенности и прикрыто отложениями тре¬
тичного и четвертичного возраста. В результате современного гипергенеза, осу¬
ществляющегося в условиях степного ландшафта, рассеяние рудного элемента
приводит к образованию небольшого по площади вторичного ореола рассеяния.
Примерно такая же картина наблюдается в домиоценовых глинах. В миоценовых
светлых глинах, залегающих в срединной части толщи рыхлых отложений, ореол
рассеяния имеет значительно большие размеры (рис. 39). Это объясняется тем,
Рис. 39. Изменение размеров вторичного ореола рассеяния рудного месторождения в разновоз¬
растной переотложенной коре выветривания (по [Шарков, 1957])
1 - коренные породы; 2 - домиоценовые темные коричневые глины; 3 - светлые глины мио¬
цена; 4 - красные и бурые глины четвертичного возраста; 5 - рудные тела; б - ореол рассеяния в
коренных породах; 7 - участки тектонических нарушений
Глава VI. Кора выветривания рудных месторождений
381
что условия гипергенеза в миоцене были более благоприятны для фиксации руд¬
ного элемента, чем условия предыдущего и последующего времени.
Длительный континентальный режим способствует формированию много¬
ярусной зоны гипергенеза. Степень выраженности каждого яруса и его отличи¬
тельные особенности на различных участках ландшафта будут неодинаковыми.
В результате происходит образование различных геохимических обстановок
зоны гипергенеза. Для конкретных территорий характерны вполне определенные
обстановки. Каждая из них отличается особенностями минерального состава
зоны гипергенеза и спецификой древней и современной миграций химических
элементов. Это обстоятельство имеет существенное значение для правильной
постановки и интерпретации результатов геохимических методов поисков руд¬
ных месторождений.
SUMMARY
1. In the author’s opinion, weathering crust is the outermost part of the lithosphere
regularly transformed under the influence of local landscape conditions. A combination
of particular processes of lithosphere transformation at the surface of the continents is
termed weathering or hypergenesis. Processes of hypergenesis extend to all types of
mineral deposits and rocks.
From geochemical concepts hypergenesis is a single process of redistribution of
chemical elements under particular landscape-geochemical conditions. The essence of
this process is transformation or destruction of unstable crystallochemical structures of
minerals of the original rocks and formation of hypergene minerals resistant under the
conditions of particular landscapes. Investigation of weathering crust is performed by
the comparison-geographical method by means of a thourough study of really existing
natural chemical compounds-minerals, their para-geneses and texture-structural cor¬
relations. Along with a great number of known mineralization phenomena which occur
during weathering (solution, hydrolysis, coagulation, crystallization, etc.), hypergene
metasomatosis has been found to be extremely significant.
2. Under the influence of bioclimatic conditions two main types of hypergenesis are
formed: arid and humid. Intensity of the humid type is related to thermal conditions. In
case of the arid type of hypergenesis the extent of the sun energy effect is low irrespec¬
tive of the geographical altitude.
Distinguishing of products of arid and humid types of hypergenesis is the most
general global gradation of weathering crust. Relief forms and position of ground wa¬
ter contribute to its further differentiation. Automorphic weathering crust is formed on
positive ground features with free drainage, which is entirely formed at the expense
of original rock sources. The morphology of this crust is characterized by a system of
genetic horizons forming a weathering profile. The horizons are marked by parageneti-
cal associations of hypergene minerals and regularly grade from slightly altered rock
to products of most intensive alteration in a given profile. The formation of a profile of
automorphic weathering crust is mainly affected by descending water movement.
Movable components evacuated from automorphic weathering crust migrate with
surface and ground waters into topographical lows where they participate in the forma¬
tion of hydromorphic weathering crust. The profile of this type of crust is characterized
by horizons of newly formed minerals which resulted from capillar-ascending water
movement.
Summary
383
Automorphic and hydromorphic weathering crusts which greatly differ by oxida¬
tion-reduction processes are in geochemical coexistence. Recular combinations of au¬
tomorphic and hydromorphic crusts of definite compositions correspond to every type
of hypergenesis.
As a result of certain effects (tectonic movements, reduction of the area of humid
forest landscapes, glacial phenomena) weathering crust is subject to erosion.
Transported weathering products represented by various continental deposits are
here referred to as redeposited weathering crust, following В. B. Polynov (1935).
3. Geographical and geochemical conditions at the surface of the continents have
been continuously developing. Hence weathering crusts of different periods of the geo¬
logical history essentially differ.
The most ancient weathering crust in the U.S.S.R. has been found in South Karelia.
Its age is Lower Proterozoic. The crust is formed on Archean granite and gneiss. It is
highly metamorphosed and dislocated. Its distinctive feature is high potach content
in the upper horizon and incomplete transition of divalent ferrum into trivalent one.
Findings of this type of crust have also been reported from East Siberia. Redeposited
weathering products have been found in some areas between the Yenisei and Lena riv¬
ers. Weathering crust is widely developed on the surface of the crystalline basement
of the Russian Platform. This crust was formed in the Upper Precambrian, though in
some areas weathering continued during the entire Lower Paleozoic period, an example
being the known iron ore deposits of the Kursk Magnetic Anomaly. This crust is char¬
acterized by intensive solution of quartz in the upper horizons of the profile. This fact,
like the high potash content in the upper horizon of the Lower Proterozoic weathering
crust, seems to be related with alkalinity of surface and ground waters of that time.
Of ancient weathering crusts the most extensively developed in the U.S.S.R. are
automorphic crusts formed in humid, fairly high-thermal forest landscapes of the Me¬
sozoic period.
The thickness of these crusts, particularly in areas of tectonic dislocations (the so
called linear weathering crust), amounts to 150—200 m and more. Dominating miner¬
als in the upper horizon of these crusts are kaolinite, halloysite or cerolite, nontroni-
te, ferruginous allophanoids and also minerals of the iron and alluminium hydroxide
group, depending upon the composition of the initial rocks. Automorphic crusts are
accompanied by various re-deposited weathering products. Thick Mesozoic weather¬
ing trusts are developed in the Ukraina and the Urals, in Kazakhstan and Central Asia,
in many areas of Siberia and in the Far East.
Paleogene weathering crust is preserved in the Altai, the Sayany, Central Asia, the
Crimea and some other areas. It is of the same character as the Mesozoic one, though is
distinguished for its smaller thickness.
4. In the late Miocene a radical change of bioclimatic conditions began in the ter¬
ritory of the U.S.S.R., which involved a corresponding change of the processes and
products of hypergenesis. Only within a very limited area in the Caucasus (Talysh,
Adjaria) weathering crust similar to the Mesozoic-Paleogene type was formed in the
384
Summary
Pliocene and Lower Quaternery. In the south of the U.S.S.R., as a result of progressing
aridization, Mesozoic-Paleogene crusts were intensively washed out and redeposited
as Pliocene continental red formation. At the background of general aridization there
were periods of intensive water flooding of dry areas-pluvial phases. Their relicts are
thick hydromorphic carbonate and gypsum crusts preserved in Trans-Caspian deserts,
Central Asia, the Trans-Caucasus and south of the Crimea.
Growing fall of temperature in the northern half of the U.S.S.R. involved an inten¬
sive development of cold humid landscapes and of nival landscapes in the Quaternary.
Under those conditions in the course of weathering not all the minerals were destroyed
but only those which were least resistant, and a great amount of fine-dispersive silicate
of the hydromica type was formed. The area of formation of this peculiar crust was not
limited by the northern half of the U.S.S.R., it also embraced the mountain systems in
the south.
As a result of the erosion and accumulation activity of water and glaciers, huge
masses of loose products of weathering were transported over great distances and after
being redeposited they were again subject to hypergene transformation. Thus in the
complex process of the formation of recent weathering crust a progenetic stage of hy¬
pergenesis should be distinguished, which occurred prior to the formation of certain
types of the Quaternary mantle rocks, and an epigenetic stage during which the trans¬
formation of these types of mantle rocks took place.
On the basis of the information available, generalized maps have been prepared by
the author of the ancient and newest weathering crusts of the U.S.S.R.
5. The external part of ore deposits altered by hypergene processes is a particular case
of automorphic weathering crust. The so-called secondary zoning of ore deposits is a
peculiar weathering profile. Distinctive features of weathering crusts of ore deposits
are defined by their mineralogical composition and in the first place by sulphide pres¬
ence. A great number of ore deposits in the U.S.S.R. with sulphide mineralization
were formed in the Caledonian and Hercynian metallogenic epochs. The formation of
secondary zoning of these deposits occurred in humid conditions simultaneously with
the formation of thick weathering crust of rocks during the Mesozoic and Paleogene
periods. Rather peculiar is weathering crust of Northeastern ore deposits, whose com¬
position and structure were affected by insufficient humidification.
ЛИТЕРАТУРА
Абдуллаходжаев А.А. и др. Коры выветривания Узбекистана // Кора выветрива¬
ния. М., 1963. Вып. 6.
Акопян Е.А. Минералогия зоны окисления главнейших медно-молибденовых
месторождений Армении. Ереван, 1960.
Алексеев М.Н. Стратиграфия континентальных неогеновых и четвертичных отло¬
жений Вилюйской впадины и долины нижнего течения р. Лены // Труды ГИН
АН СССР. 1961. Вып. 51.
Амирасланов А.А. Минералогическая характеристика колчеданных месторожде¬
ний Урала и вторичные процессы в них // Труды ВИМС. 1937. Вып. 131.
Антипов-Каратаев И.Н., Прасолов Л.И. Почвы Крымского государственного
заповедника и прилегающих местностей // Труды Почвенного института
им. Докучаева. Л., 1932. Т. VII.
Аристовская Т.В. Микробиология подзолистых почв. М.; Л., 1965.
Архангельский Н.И. О возрасте, составе и тектоническом размещении латеритно-
го элювия на восточном склоне Урала // Латериты. Материалы XXII сессии
Международного геологического конгресса. М., 1964.
Афанасьев А.П. О составе глинистой фракции четвертичных отложений Коль¬
ского полуострова // Вопросы геоморфологии и геологии осадочного покрова
Кольского полуострова. Апатиты, 1960.
Афанасьев А.П., Ермолаев М.М. Минералогия древней коры выветривания на
восточном склоне Балтийского щита // Известия Карельского и Кольского фи¬
лиалов АН СССР. 1958. № 5.
Батурин В.П. Петрографический анализ геологического прошлого по терриген-
ным компонентам. М.; Л., 1947.
БезденежныхЛ.П., Негруца Т.Ф., НегруцаВ.З. К методике фациального изучения
осадочно-метаморфических толщ Карелии и Кольского полуострова // Про¬
блемы осадочной геологии докембрия. 1966. Вып. 1.
Белое Н.В., Лебедев В.И. Источники энергии геохимических процессов // Приро¬
да. 1957. №6.
БерА.Г. О палеогеновой коре выветривания в Тургайской впадине //Доклады АН
СССР. 1954. 98. №4.
Бессолицын Е.П., Файнштейн Г.Х. Некоторые данные о корах выветривания юга
Сибирской платформы в границах Иркутской области // Кора выветривания.
М., 1963. Вып. 6.
386
Литература
Бугелъский Ю.Ю. Гипергенная миграция рудных компонентов в различных кли¬
матических районах // Кора выветривания. М., 1962. Вып. 4.
Валпетер А.И. О древних корах выветривания и некоторых вопросах континен¬
тальной истории на Северо-Востоке СССР // Колыма. 1965. № 1.
Васильев В.А. Особенности развития территории Южной Прибалтики (в связи
с формированием и размывом древних кор выветривания) // Известия АН
СССР. Сер. Геология. 1967. № 5.
Вещ Б.И. Геолого-минералогическая характеристика полиметаллических мес¬
торождений Рудного Алтая // Минералогия Рудного Алтая. Алма-Ата, 1959.
Т. III.
Веселовская М.М. Донижнепапеозойская кора выветривания на Русской платфор¬
ме // Известия АН СССР. Сер. Геология. 1957. № 2.
Виленский Д.Г. О красноцветных почвах Южного Крыма // Бюллетень почвоведа.
1926. № 5-7.
Вишняков С.Г. Кора выветривания на девонских глинах Тихвинского бокситонос¬
ного района // Кора выветривания. М., 1963. Вып. 5.
Волобуев В.Р. Экология почв. Баку, 1963.
ВышемирскийВ.С. Древняя кора выветривания на северном склоне Алданского щита
// Научный ежегодник за 1955 г. Саратов: Саратовский университет, 1959.
Германов А.И. Кислород подземных вод и его геохимическое значение // Извес¬
тия АН СССР. Сер. Геология. 1955. № 6.
Гинзбург И.И. Каолин и его генезис // Известия Санкт-Петербургского политех¬
нического института. 1912.
Гинзбург И.И. Пеликаниты и каолины юга и юго-запада России // Известия Санкт-
Петербургского политехнического института. 1914.
Гинзбург И.И. Вопросы энергетики реакций процессов выветривания некоторых
алюмосиликатов // Кора выветривания. М., 1963а. Вып. 5.
Гинзбург И.И. Несколько замечаний о верхней зоне коры выветривания // Кора
выветривания. М., 19636. Вып. 5.
Гинзбург И.И. Типы древних кор выветривания, формы их проявления и класси¬
фикация // Кора выветривания. М., 1963в. Вып. 6.
Гинзбург И.И. Основные результаты изучения древних кор выветривания в СССР
// Известия АН СССР. Сер. Геология. 1967. № 12.
Гинзбург ИИ, Кац А.А., Корин ИЗ., Папкоев В.Ф., Савельев НИ, Трубина КН.
Древняя кора выветривания на ультраосновных породах Урала // Труды ИГН
АН СССР. 1946. Т. I. Вып. 80; 1947. Т. II. Вып. 81.
Гинзбург ИИ, Наджакова Г.Э., Никитина А.П. Современное и древнее латерит-
ное выветривание базальтов Бразилии и Русской платформы // Кора выветри¬
вания. М., 1964. Вып. 4.
Гинзбург ИИ, Писемский Г.В. Кора выветривания на породах зеленокаменной
толщи Учалинского медноколчеданного месторождения // Кора выветрива¬
ния. М., 1962. Вып. 4.
Литература
387
Гинзбург И.И., Рукавишникова И.А. Минералы древней коры выветривания Ура¬
ла. М., 1951.
Гладцин И.Н., Дзенс-Литовская Н.Н. Terra rossa (красная земля) Тарханкутского
полуострова // Очерки по физической географии Крыма. Л.; М., 1938. Вып. 1.
Глазовская М.А., МакунинаА.А., Павленко И.А., Божко МГ„ Гаврилова ИП. Гео¬
химия ландшафтов и поиски полезных ископаемых на Южном Урале. М.,
1961.
Глинка К.Д. Исследования в области процессов выветривания // Труды Петер¬
бургского общества естествоиспытателей. Отд. Геология и минералогия.
1906. Т. 34. Вып. 5.
Глинка К.Д. К. вопросу о минералогическом составе почв и методах его исследо¬
вания // Почвоведение. 1908. Вып. X.
Глинка К.Д. Новейшие течения в почвоведении // Почвоведение. 1910. Вып. I.
Глинка К.Д. Каолиновые глины Воронежской губернии. Воронеж, 1919.
Глинка К.Д. Геология и почвы Воронежской губернии. Воронеж, 1921.
Глинка К.Д. Почвоведение. Изд. 5-е. М.; Л., 1932.
Горбунов Н. И. Высокодиоперсные минералы и методы их изучения. М., 1963.
ГримР.Е. Минералогия глин. М., 1959.
Грицаенко Г.С. и др. Минералогические типы зон окисления гидротермальных
урановых и сульфидно-урановых месторождений СССР // Труды II междуна¬
родной конференции но мирному использованию атомной энергии. М., 1959.
Т.З.
Гуцаки В.А. Кора выветривания Орского Зауралья // Кора выветривания. М., 1963.
Вып. 5.
Добровольский В.В. О палеопедологических работах В. Кубиены // Геохимия сте¬
пей и пустынь. М., 1962а.
Добровольский В.В. Рецензия на книгу Г. Эрара «Генезис почв как геологическое
явление» // Геохимия степей и пустынь. М., 19626.
Добровольский В.В. Ландшафтно-геохимические особенности нагорных тундр
Кольского полуострова // Почвоведение. 1963. № 2.
Добровольский В.В. Вещественный состав и морфология коры выветривания. М.,
1964.
Добровольский В.В. Гипергенез четвертичного периода. М., 1966.
Добровольский В.В., Алещукии Л.В. Некоторые ландшафтно-геохимические
особенности северной тайги Кольского полуострова // Почвоведение. 1964.
№ 10.
Добродеев О.П. Эволюция выветривания и палеогеография Минусинской котло¬
вины и ее горного обрамления в кайнозое: Автореф. дисс. ... канд. географ,
наук. М.: МГУ, 1965.
Дорфман М.Д. Линейная (трещинная) кора выветривания в нефелиновых сиени¬
тах Хибинских тундр // Кора выветривания. М., 1960. Вып. 3.
Докучаев В.В. Русский чернозем. СПб., 1883.
388
Литература
Докучаев В.В. О зональности в минеральном царстве // Записки Минералогиче¬
ского общества. Серия 2. СПб., 1899. Ч. 37.
Докучаев В.В. Предварительный отчет об исследованиях на Кавказе летом 1899 г.
1900.
Дубинина В.Н., Корнилович И.А., Свирский М.А., Собачкин Н.Г. Зона окисления
свинцово-цинковых и мышьяково-свинцово-цинковых месторождений Вос¬
точного Забайкалья // Труды ИГЕМ АН СССР. 1963. Вып. 83.
Елисеев Н.А. К вопросу о генезисе сегозерского горшечного камня // Записки Рос¬
сийского минералогического общества. 1929. Ч. 58. № 1.
Еремеев А.Н., Соловое А.П. Глубинные поиски погребенных месторождений //
Вопросы изучения и методы поисков скрытого оруденения. М., 1963.
Ермолаев М.М. Вычисление значений свободных энергий некоторых гиперген¬
ных минералов на основе предположения о стационарности химических по¬
тенциалов и концентраций главных элементов в водах Мирового океана //
Кора выветривания. М., 1966. Вып. 7.
Журавлев Е.Г. Кора выветривания кристаллического фундамента северной части
Волго-Уральской области // Литология и полезные ископаемые. 1963. № 6.
Заварицкий А.Н. Геологический очерк месторождений медных руд на Ура¬
ле // Труды Геологической комиссии. Новая серия. Вып. 173. 1927. Ч. I;
1929. Ч. II.
Заварицкий А.Н. Изверженные горные породы. М., 1955.
Заварицкий А.Н., Батурин В.П. Петрографическое исследование нижней части
палеозойского комплекса и его кристаллического основания в районе г. Мос¬
квы // Сб. памяти А.Д. Архангельского. М., 1951.
Запорожцева А. С. Продукты коры выветривания в основании отложений мезозоя
Усть-Енисейского района // Труды НМИГА. 1956. Т. 89.
Зеленова О.И. К геохимическим особенностям палеогеновой эпохи Таджикской
депрессии // Геохимия степей и пустынь. М., 1962.
ЗонтовН.С. О зоне окисления вюрмского времени в Норильском месторождении
медно-никелевых сульфидных руд // Доклады АН СССР. 1959. Т. 129. № 2.
Казанский Ю.П., Боголепов К.В., Казаринов В.П., Сигов А.П. Мезозойские и кай¬
нозойские формации коры выветривания в Западной Сибири // Осадочные
формации Сибири. Труды V Всесоюзного литологического совещания. Ново¬
сибирск, 1964. Т. II.
Колесник С.В. Основы общего землеведения. М., 1955.
Калецкая М.С., Миклухо-Маклай АД. О мезозойской каре выветривания на за¬
падном склоне Полярного и Приполярного Урала // Доклады АН СССР. 1961.
Т. 139. №6.
Калъберг Э.А., Левандо Е.П. Об анальцим- и цеолитсодержащих породах из Се¬
веро-Онежского района и об их роли в бокситообразовании // Кора выветри¬
вания. М., 1963. Вып. 5.
Литература
389
Калюжный В.А. Погребенная кора выветривания диабазов и туффитов в эффу¬
зивно-осадочном горизонте Дз на Южном Тиммане // Кора выветривания. М,
1960. Вып. 3.
Касаткин ВТ. Почвы и грунты по линии Троицкой ж.-д. СПб., 1915.
Клепинин Н.Н. К изучению так называемой terra rossa Яйлы // Записки Крым¬
ского общества естествоиспытателей. 1915. Т. V.
Коннов Л.П. Латериты и латеритно-осадочные бокситы Средней Азии // Латери¬
ты. Материалы XII сессии Международного геологического конгресса. М.,
1964.
Корин И.З. О контактово-карстовом типе месторождений в коре выветривания //
Кора выветривания. 1956. Вып. 2.
Краснов А.Н. К флоре бассейна р. Чаквы // Труды Общества испытателей приро¬
ды при Харьковском университете. 1894. Т. 128.
Крашенинников И.М. Древняя кора выветривания лесостепного Зауралья // Из¬
вестия Докучаевского почвенного комитета. 1915. Т. 3.
Кротов Б.П. Эпохи образования и генетические типы железорудных месторож¬
дений восточного склона Урала в мезозое-кайнозое // Вопросы минералогии,
геохимии и петрографии. М.; Л., 1946.
Кротов Б.П. Метасоматические замещения в озерных рудных осадках различно¬
го типа в разные стадии жизни озер // Доклады АН СССР. 1950. Т. 73. № 6.
Куземкина Е.Н. Никеленосная кора выветривания на ультрабазитах Кольского
массива (Северный Урал) // Кора выветривания. М., 1965. Вып. 9.
Кулибин А. Описание Колывано-Воскресенских заводов по 1833 г. // Горный жур¬
нал. 1836. Ч. I-III.
Лавров В.В. Континентальный палеоген и неоген Арало-Сибирских равнин.
Алма-Ата, 1959.
ЛебедевЮ.С. Минералогия и генезис коры выветривания гипербазитов Среднего
Побужья. Киев, 1965.
Летников Ф.А. К вопросу о приближенных методах вычисления изобарно-изо¬
термических потенциалов для целей геохимии // Кора выветривания. 1966.
Вып. 7.
Лисицина Н.А. О гиббситоносной коре выветривания Батумского побережья Кав¬
каза// Кора выветривания. 1962. Вып. 4.
Литвиненко А. К, Додатко А.Д., Хорошева Д.П. Особенности строения, состав и
полезные ископаемые коры выветривания на ультраосновных породах Сред¬
него Приднепровья // Кора выветривания. 1963. Вып. 6.
Лучицкий В.И. Каолины Украины // Труды Института прикладной минералогии.
1928. Вып. 6.
Лысенко Н.И. К стратиграфии древнечетвертичных галечников Степного Крыма
// Бюлл. комиссии по изучению четвертичного периода. 1965. № 30.
Марков К.К. Палеогеография. Изд. 2-е. I960.
390
Литература
Маркович Е.М., Просвирякова З.П., Фадеева КЗ. Нижнемезозойское угленакоп-
ление // Атлас карт угленакопления на территории СССР. М.; Л., 1962.
Метилов А.А. Латеритный тип кор выветривания на траппах Сибирской плат¬
формы // Латериты. Материалы XXII сессии Международного геологическо¬
го конгресса. М., 1964.
Милашев В.А. Среднепалеозойская кора выветривания в Вилюйских горах //
Труды НИИ геологии Арктики. Л., 1959. Т. 102. Вып. 10.
Минералогия Урала. М.; Л., 1941. Ч. II.
Мирошников Л.Д. О происхождении и возрасте каолинов Северного Таймыра //
Записки Всесоюзного минералогического общества. 1960. Ч. 89. Вып. 4.
Митропольский А. С. О древних зонах окисления месторождений карбонатных
руд Западной Тувы // Геология и геофизика. 1962. № 1.
Михайловская О.Я. Почвы юго-западной части Бабуган-Яйлы // Труды Почвенно¬
го института им. Докучаева. Л., 1930. Вып. 3-4.
Мишустин Е.Н. Почвенные типы и специфика их микронаселения // Физика, хи¬
мия, биология и минералогия почв СССР. Доклады к VIII Международному
конгрессу почвоведов. М., 1964.
Муратов М.В. Краткий очерк геологического строения Крымского полуострова.
М., 1960.
Нижний Н.В. О двух эпохах выветривания позднего докембрия Восточной Сиби¬
ри и о возможностях бокситообразования // Советская геология. 1965. № 6.
Никитин К.К. Кора выветривания на диоритах Южного Урала // Кора выветрива¬
ния. 1956. Вып. 2.
Никитина А.П. К вопросу о формировании и типах кор выветривания на породах
кристаллического фундамента КМА // Кора выветривания. 1963. Вып. 6.
Новоселов Ю.А. Древняя кора выветривания в бассейне р. Кичиги // Вопросы
географии Камчатки. Петропавловск-Камчатский, 1964. Вып. 2.
Парфенова Е.И, Ярилова Е.А. Минералогические исследования в почвоведении.
М., 1962.
Перельман А.И Катагенез // Известия АН СССР. Сер. Геология. 1959а. № 8.
Перельман А.И Процессы миграции солей на равнинах Восточной Туркмении и
Западного Узбекистана в неогене // Труды ИГЕМ АН СССР. 19596. Вып. 25.
Перельман А.И. Миграционная способность химических элементов в коре вывет¬
ривания // Кора выветривания. 1956. Вып. 2.
Перельман А.И. Геохимия ландшафта. Изд. 2-е. М., 1966.
Перельман А.И., Борисенко Е.Н. Очерки геохимии меди в зоне гипергенеза // Тру¬
ды ИГЕМ АН СССР. 1962. Вып. 70.
Петров В.П. Геолого-минералогические исследования уральских белых глин и
некоторые выводы по минералогии и генезису глин вообще // Труды ГИН АН
СССР. Сер. Петрография. 1948. Вып. 95.
Петров В.П. Основы учения о древних корах выветривания. М., 1967.
Литература
391
Пилипенко П.П. Минералогия Западного Алтая // Известия Томского университе¬
та. 1915. Кн. 62.
Пирожников Л.П. Мезозойские отложения Земли Франца-Иосифа: Автореф.
дисс.... канд. геол.-мин. наук. Л.: ЛГУ, 1965.
Плотникова М.И. О находке древней коры выветривания в верховьях р. Нижней
Тунгуски // Материалы ВСЕГЕИ. Новая серия. Л., 1959. Вып. 23.
Полынов Б.Б. Кора выветривания. М.; Л., 1934.
Полынов Б.Б. Выветривание. Состав континентальных отложений // Труды ГАС.
М,; Л., 1935. Вып. 4.
Полынов Б.Б. Геохимические ландшафты // Вопросы минералогии, геохимии и
петрографии. М.; Л., 1946.
Полынов Б.Б. Избранные труды. М., 1956.
Посохов Е.В. Соляные озера Казахстана. М., 1955.
Прокопчук Б.И. Кора выветривания оксфорд-киммериджского возраста на севе¬
ро-востоке Сибирской платформы // Доклады АН СССР. 1965. Т. 164. № 6.
Разумова В.Н. Кора выветривания северо-западной части Казахского нагорья //
Кора выветривания. М., 1956. Вып. 2.
Разумова В.Н. Меловые и третичные формации западной части Центрального и
Южного Казахстана // Труды ГИН АН СССР. М., 1961.
Разумова В.Н. Четвертичный элювий Батумского побережья Кавказа // Генезис и
литология континентальных антропогеновых отложений. М., 1965.
Разумова В.Н., Херасков Н.П. Геологические типы кор выветривания и законо¬
мерности их размещения // Труды ГИН АН СССР. М., 1963.
Родин Л.Е., Базилевич Н.И. Динамика органического вещества и биологический
круговорот в основных типах растительности. М.; Л., 1965.
Рожков НС. Древняя кора выветривания на кимберлитовых породах // Кора вы¬
ветривания. М., 1963. Вып. 5.
Саркисян С.Г. Петрографо-минералогическое исследование верхнепермских и
триасовых пестроцветных отложений Приуралья. М., 1949.
Седлецкий И.Д. География минералов // Известия АН СССР. Сер. География.
1948. №4.
Сигов А.П. Вопросы металлогении кор выветривания Урала в геоморфологи¬
ческом освещении // Кора выветривания. 1963. Вып. 5.
Сидоренко А.В. Основные черты минералообразования в пустыне // Вопросы ми¬
нералогии осадочных образований. Львов, 1956. Кн. 3-4.
Сидоренко А.В. Доледниковая кора выветривания Кольского полуострова. М.,
1958.
Синицын В.М. Древние климаты Евразии. Л. 1965. Ч. I. Палеоген и неоген; 1966.
Ч. II. Мезозой.
Смирнов С.С. Зона окисления сульфидных месторождений. Изд. 2-е. М., 1951.
Смирнов С.С. и др. Минералогический очерк Яно-Адыгейского района // Труды
Института геологических наук АН СССР. 1941. Вып. 46. Сер. Минералогия.
392
Литература
Соколов В.А., Хейстнен К.И. Геолого-литологическая характеристика протеро¬
зойских (ятулийских) кор выветривания в Карелии // Проблемы осадочной
геологии докембрия. М., 1966. Вып. I.
Соколов Н.А. Нижнетретичные отложения Южной России // Труды Геологическо¬
го комитета. 1893. Т. 9. № 2.
Страхов Н.М. К познанию диагенеза // Вопросы минералогии осадочных образо¬
ваний. Львов, 1956. Кн. 3-4.
Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М., 1960. Т. I, II.
Супрычев В.А. Процессы гипергенеза и минералогический состав четвертичных
отложений Присивашья. Автореф. дисс.... канд. геол.-мин. наук. Киев, 1965.
Тугаринов А.И., Бибиков Е.В., Зыков С.И. Абсолютный возраст горных пород
КМА//Геохимия. 1964. № 10.
Узатис. Геогностические очерки Змеиногорского края // Горный журнал. СПб.,
1839. Т. VIII.
Фагелер П. Основы учения о почвах субтропических и тропических стран. М., 1935.
Ферсман А.Е. Соединения переменного состава в земной коре // Сб. в честь 25-ле¬
тия научной деятельности В.И. Вернадского. М., 1914.
Ферсман А.Е. Геохимия России. 1922.
Ферсман А.Е. Геохимия. Л. 1932. Т. I; 1934. Т. II; 1937. Т. III; 1939. Т. IV.
Фридланд В.П. Почвы и коры выветривания влажных тропиков. М., 1964.
Харин Г.С. Кора выветривания под турнейским ярусом на северо-востоке Салаи-
ра // Кора выветривания. М., 1963. Вып. 5.
Харитонов Л.Я. К стратиграфии и тектонике Карельской формации докембрия //
Труды Ленинградского геологического управления. 1941. Вып. 23.
Хольтедаль О. Геология Норвегии. М., 1958. Т. II.
Чайка В.М. Докембрийские аркозовые формации, метаморфизованные россыпи
и цирконовый метод изучения метаморфических пород и гранитов // Пробле¬
мы осадочной геологии докембрия. М., 1966. Вып. I.
Чайкин С.И. Условия образования богатых руд Курской магнитной аномалии
(КМА) // Латериты. Материалы XXII сессии Международного геологическо¬
го конгресса. М., 1964.
Черняховский А.Г. Нижнемезозойские коры выветривания Орской депрессии
(Южный Урал) // Труды ГИН АН СССР. М., 1963. Вып. 77.
Чухров Ф.В. О древнем возрасте зоны окисления месторождений степной части
Казахстана // Известия АН СССР. Сер. геология. 1952. № 2.
Чухров Ф.В. Коллоиды в земной коре. М., 1955.
Чухров Ф.В. Некоторые результаты изучения зоны гипергенеза рудных место¬
рождений в СССР // Итоги науки. М., 1964. Вып. «Геохимия, минералогия и
петрография».
Шадлун Т.Н. Минералогия зоны окисления колчеданного месторождения Блява
на Южном Урале // Труды Института геологических наук. 1948. Вып. 96. Сер.
Рудные месторождения.
Литература
393
Шахов Ф.Н. Морфологические черты зон окисления // Труды Института геологии
и геофизики СО АН СССР. 1960. Вып. 4.
Шнитников А.В. Изменчивость общей увлажненности материков Северного по¬
лушария // Записки Географического общества СССР. Новая серия. М.; Л.,
1957. Т. 16.
Шумилова Е.В., Николаев В.Л. Терригенно-минералогические провинции четвер¬
тичных пород Западно-Сибирской низменности и некоторые закономерности
их формирования // Труды Института геологии и геофизики СО АН СССР.
Новосибирск, 1964. Вып. 44.
Щербина В.В. Поведение некоторых редких и рассеянных элементов в зоне ги-
пергенеза // Советская геология. 1962. № 6.
Щербина В.В. К геохимии зоны окисления рудных месторождений // Советская
геология. 1955. Сб. 43.
Щербина В.Н. Минералого-петрографические и генетические особенности тре¬
тичных континентальных соленосных и гипсоносных отложений межгорных
впадин Тянь-Шаня. Фрунзе, 1956.
Эммонс В. Вторичное обогащение рудных месторождений. М.; Л., 1935.
Якубов Т. Некоторые данные о минералогическом составе песков Каспийской
низменности в связи с вопросом их генезиса // Почвоведение. 1940. № 6.
Яницкий А.Л. Древняя кора выветривания наУктуоском массиве ультраосновных
пород (Средний Урал) // Кора выветривания. М., 1965. Вып. 9.
Blanch Е. Beitrage zur Kenntnis der chemischen und physikalischen Beschaffenheit
der Roterde // Jahr. Landw. 1912. V. 60.
Blanch E. Die Mediterran-Roterde (Terra rossa) // Handbuch der Bodenlehre. Berlin,
1930. Bd. III.
Corbel J. Erosion en terrain calcaire //Ann. Geogr. 1959. V. 68. № 336.
Cornu F. Die heutige Verwitterungslehre in Lichte der Kolloidchemie // Zeitschr. fur
Chemie und Industrie der Kolloide. 1909. Bd. 4. H. 6.
Emmons W.H. The enrichment of ore deposits // Bull. U. S. Geoi. Survey. 1917. № 625.
Erhart H. La genese des sols en tant que phenomene geoloigique (esquisse d’une theo-
rie geologique et geochimique: biostasie et rhexistasie). Paris, 1956.
Goldish S.S. A study of rock weathering // J. Geol. 1938.V. 46. № 1.
Harrassowitz H. Klimazonen der Verwitterung und ihre Bedeutung fur die jungste ge-
ologische Geschichte Deutschlands // Geol. Rundschau. 1916. № 7.
Harrassowitz H. Fossile Verwitterungsdecken // Handbuch der Bodenlehre. Berlin,
1930. Bd. IV.
Heim A. Uber Verwitterung im Gebirge. Basel, 1879.
Hill D.E., Tedrow I.C.F. Weathering and soil formation on the arctic environment //
Amer. J. Sci. 1961. №2.
Hirschwald J. Die Priifimg der natiirlichen Bausteine auf ihre Wetterbestandigkait.
Berlin, 1908.
394
Литература
Jackson M.L., Sherman G.D. Chemical weathering of minerals in soil // Advances in
agronomy. 1953. V. 5. № 1.
Kubiena W. Sobre el metodo de la Paleoedafologia // Anales de Edafologia у Fisiologia
Vegetal. 1954. V. XIII. № 7-8.
Kubiena W. Uber die Braunlehmrelikte des Atakor (Hoggar-Gebirge, Zentral-Sacliara)
//Erkunde. 1955. Bd. IX. H. 2.
Kubiena W. Materialien zur Geschichte der Bodenbildung auf den West-Kanarien // VI
Congres Intern. Scien. Sol., V. E., Commis. Paris. 1956a.
Kubiena W. Zur mikromorphologie, systematik und entwicklung der rezenten und fos-
silen Lossboden // Eiszeitalter und Gegen-wart. 1956b. Bd. 7.
Kubiena W. Prinzipien und Methodik der palaopedologischen Forschung im Dienste
der Stratigraphie//Zeitsch. Deutsch. Geol. Geselsch. 1960. Bd. III. H. 3.
Mead W.J. Bauxite Deposits of Arkansas // Econ. Geol. 1915. V. 10.
Metzger R. Die jatulischen Bildungen von Suojarvi in Ost-finland // Bull. Corn. Geol.
Finl. 1924. V. 60.
Pemose R.A.F. The superficial alteration of ore-deposits // J. Geol. 1894. V. 2.
Pettijohn F.J. Sedimentary rocks. New York, 1949.
Saksela M. Uber die Verwitterung einiger finnischer Kjeserze // Bull. Commis. Geol.
Finlande. 1953. Nr. 157.
Schneiderhohn H. Die Oxidations und Zementationszone der sulfidischen Erzlagerstat-
ten // Fortsch. Miner., Krist. u. Petrogr. 1924. Bd. 9.
StremmeH. Ubereste tertiarer Verwitterungsrinden in Deut-schland // Geol. Rundschau.
1910. Bd. I.
Vadasz E. Bauxite et terra rossa // Acta Geol. Acad. Sc. Hungaricae. 1956. № 2.
Websky M. Ober die geagnostischen Verhaltnisse der Erzlagerstatten von Kupferberg
und Rundelstadt in Schlesien //Zeitschr. Deutsch. Geol. Ges. 1852. Bd. 5 (Цит. no
[Schneiderhohn, 1924]).
Whitney J.D. Remarks on the changes with take place in the structure and composition
on mineral veins near the surface, with particular reference to the east Tennessee
copper-mines //Am. J. Sci. 1855. № 20.
Wiesender H. Uber die Veranderungen des Schwermineralbestanden der Sedimente
durtch Verwitterung und Diagenese // Erdol und Kohle. 1953. Bd. 6. H. 7.
ГИПЕРГЕННЫЕ
ОБРАЗОВАНИЯ
ВОСТОЧНОЙ АФРИКИ
ДРЕВНЯЯ КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ
Территория Восточной Африки претерпела длительную и сложную историю
континентального развития. Отдельные районы более полумиллиарда лет подвер¬
гались выветриванию. К сожалению, продукты наиболее древних этапов гипер-
генеза сильно разрушены, а местами полностью уничтожены неоднократными
вспышками последующей эрозии. Несомненно наличие одного, а может быть, и
нескольких этапов гипергенеза в палеозое, однако их следы весьма неясны. Пере-
отложенные продукты выветривания этих этапов вошли в состав тиллитов, алев¬
ролитов, конгломератов формации Карру и, возможно, в состав континенталь¬
ных нижнемеловых отложений Южной Танзании и Малави. Имеются основания
предполагать явления выветривания и в отложениях верхнего протерозоя (серия
Буньоро на юго-западе Уганды), но это предположение требует углубленного изу¬
чения. Наиболее древние гипергенные образования, широко распространенные и
во многих местах довольно хорошо сохранившиеся, представляют собой остатки
мощной автоморфной коры выветривания. Эта кора обладает хорошо дифферен¬
цированным профилем, обычно венчающимся каолинитовым горизонтом. Пос¬
леднее обстоятельство обусловлено тем, что горные породы кристаллического
основания преимущественно представлены гнейсами, кристаллическими слан¬
цами кислого состава и амфиболитами. Профиль этой коры выветривания имеет
в целом следующее строение (сверху вйиз):
1. Каолинитовый горизонт - белого цвета, вверху часто содержит красные пятна в
результате вмывания более поздних красноцветных продуктов выветривания.
Вещество этого горизонта имеет глинистую консистенцию. Содержание кварца
непостоянное, в зависимости от минералогического состава исходной породы.
Мощность этого горизонта, по-видимому, достигала 10-20 м, однако в результате
эрозии верхняя часть этого горизонта уничтожена, и его мощность не превышает
7-8 м.
2. Гидрослюдистый горизонт связан с предыдущим постепенным переходом. Харак¬
терной особенностью этого горизонта является сохранение реликтов строения
исходной породы при глубоком изменении минералогического состава. Это осо¬
бенно заметно при образовании коры выветривания на сильно дислоцированных
породах с исходной слоистой или полосчатой текстурой. В верхней части гори¬
зонта цвет почти белый, масса легко режется ножом. В нижней части окраска
серая или пестрая, масса в руке рассыпается на отдельные зерна. Мощность этого
Впервые опубликовано в кн.: Восточно-Африканская рифтовая система. М.: Наука, 1974. Т. II.
398
Гипергенные образования Восточной Африки
горизонта значительно превышает мощность каолинитового и нередко составля¬
ет 20-25 м и больше.
3. Горизонт дезинтегрированной исходной породы. Здесь горная порода находится в
самой начальной стадии гипергенного преобразования. Она сохраняет свою плот¬
ность, однако разбита на отдельные обломки. Мощность этого горизонта 20-30 м,
то есть примерно такая же, что и гидрослюдистого горизонта.
Следует отметить, что аналогичные коры, сформированные на массивах из¬
верженных пород, обладают значительно более мощным каолинитовым горизон¬
том. Это особенно хорошо можно наблюдать в некоторых районах Южной Танза¬
нии (горы Ливингстона, Усагара и др.). В профиле коры выветривания гранитов
и лейкократовых габбро мощность каолинитового горизонта составляет 10-12 м.
Имеется указание на то, что в районе поселка Малангали в юго-западной части
административной области Иринга мощность зоны каолинизированного гранита
достигает более 30 м [Harris, 1961].
Сравнительное изучение вещественного состава горизонтов, слагающих про¬
филь этой коры выветривания, дает основание предполагать, что эта кора фор¬
мировалась под длительным воздействием медленно фильтрующихся почвенно¬
грунтовых вод в условиях достаточно хорошего дренажа. В результате проис¬
ходило глубокое преобразование минералогического состава исходных пород.
Гипогенные силикаты разрушались, за их счет возникали гипергенные глинистые
минералы. Насыщение выветривающихся толщ водой и в то же время неуклон¬
ный отток этих вод обеспечивали вынос наиболее геохимически подвижных со¬
единений железа, кальция, щелочей и, в первую очередь, натрия.
Опишем древнюю остаточную кору выветривания плато Мбулу (Северная
Танзания). Оно расположено около 90 км к западу от Килиманджаро. С востока
и запада плато ограничено крутыми обрывами глубоких тектонических впадин
озер Маньяра и Эяси, на севере граничит с Кратерным Нагорьем. Поверхность
оз. Маньяра расположена на высоте 3150 футов (около 980 м) над уровнем моря,
оз. Эяси - 3379 футов (около 1030 м). Поверхность плато возвышается над озе¬
рами почти на 800 м. В структурном отношении плато представляет собой горст.
Амплитуда перемещения блоков горста и ограничивающих его грабенов несрав¬
нимо больше разницы высот поверхностей плато и озер, так как впадины запол¬
нены осадками большой мощности.
Горст плато Мбулу сложен кристаллическими породами докембрия, главным
образом, биотитовыми, роговообманковыми и гранатовыми гнейсами, содержа¬
щими многочисленные кварцевые жилы. Рельеф плато представляет собой фраг¬
мент древней (вероятно, предмиоценовой) поверхности и состоит из системы
невысоких (50-80 м) возвышенностей и ровных участков, которые разделяются
долинами с широкими плоскими днищами. На склонах возвышенностей име¬
ются хорошие обнажения профиля древней коры с каолинитовым горизонтом,
перекрытым более поздними красными покровными отложениями мощностью
в несколько метров. Каолинитовый горизонт постепенно переходит в гидро¬
Гипергенные образования Восточной Африки
399
слюдистый. Переход этот очень постепенный, и визуально установить границу
между горизонтами невозможно. Гидрослюдистый горизонт сверху белый, книзу
становится пестрым, очень рыхлый, хотя структура исходных пород полностью
сохранена. Мощность его, по-видимому, значительная, но точно определить ее
не удалось, так как неизмененные породы вскрыть мелкими шурфами и расчист¬
ками нельзя. Можно предполагать, что мощность полного профиля коры вывет¬
ривания будет соответствовать амплитуде расчлененности древнего рельефа, то
есть составлять 50-60 м. Сохранившаяся к настоящему времени древняя кора
выветривания должна иметь несколько меньшую мощность, так как ее верхняя
часть была эродирована.
Под микроскопом в шлифах с ненарушенной структурой, взятых из разных
участков профиля коры выветривания, хорошо видна последовательность ги¬
пергенного минералообразования. В горизонте дезинтеграции обнаруживаются
первые признаки гипергенного преобразования минералов исходной породы. Ка¬
лиевые полевые шпаты пелитизируются, внутри зерен плагиоклазов возникают
мелкие чешуйки гидрослюд, по пластинкам биотита начинают развиваться ми¬
нералы группы хлорита. В гидрослюдистом горизонте подавляющая часть поро¬
дообразующих силикатов исходной породы нацело замещена мелкочешуйчатым
агрегатом гидрослюд, однако очертания первичных минералов видны совершен¬
но отчетливо. Метасоматическое замещение тонкодисперсными гипергенными
силикатами минералов исходной породы хорошо прослеживается под микроско¬
пом (рис. 1). В верхней части этого горизонта начинается дальнейшее изменение
промежуточных продуктов выветривания: гидрослюды теряют остатки щелочей
Рис. 1. Замещение зерна полевого шпата по трещинкам тонкодисперсными гидрослюдами.
Гидрослюдистый горизонт древней коры выветривания кристаллических сланцев докембрия.
Плато Мбулу, Танзания. Увел. 165
400
Гипергенные образования Восточной Африки
и постепенно преобразуются в каолинит. В нижней части каолинитового горизон¬
та еще довольно много гидрослюд, но в скрещенных николях они имеют белый
цвет, пониженное двупреломление и, по-видимому, в очень небольшом количес¬
тве содержат щелочи. Выветривающаяся масса утрачивает реликты структуры
исходной породы. В верхних частях белого горизонта доминирует каолинит, а из
первичных минералов присутствуют только кварц и редкие устойчивые акцессо-
рии. Зерна кварца, как правило, корродированы.
Частицы каолинита, слагающего верхний горизонт мощной коры выветрива¬
ния, обладают сравнительно крупными для глинистых минералов размерами. От¬
дельные чешуйки достигают величины 0,01 мм. На дифференциальных кривых
нагревания выделяется хорошо выраженный эндотермический эффект с макси¬
мумом 560-590°С, обусловленный разрушением структуры минерала, и резкий
экзотермический эффект около 1000—1010°С, связанный с образованием нового
вещества (рис. 2).
Рис. 2. Термограмма каолинита из древней коры
выветривания. К западу от г. Мбарара, Уганда
Данные химических анализов хорошо согла¬
суются с результатами изучения минералогиче¬
ского состава генетических горизонтов древней
коры выветривания плато Мбулу. Как видно из таблицы 1, несмотря на некоторые
колебания минералогического состава исходных пород в разных местах, совер¬
шенно четко прослеживается основная тенденция: резкое уменьшение содержа¬
ния железа, кальция и щелочей вверх по профилю коры. Одновременно происхо¬
дит увеличение содержания химически связанной воды.
Своеобразные коры развиты по пегматитовым жилам, в большом количестве
пересекающим породы кристаллического основания. Грубая структура и наличие
эпигенетической трещиноватости способствуют формированию хорошо прора¬
ботанных продуктов выветривания. В результате горизонт каолинизации в пег¬
матитовых жилах имеет значительно большую мощность, чем в коре, развитой
на метаморфических породах. Очень часто каолинитовый горизонт вмещающих
пород полностью уничтожен эрозией, а в пегматитовых жилах на имеющемся
эрозионном срезе он еще сохранился. Подобное соотношение обнаружено в ка¬
рьере, заложенном в основании останцовой возвышенности в северной части г.
Энтеббе (Уганда). Карьер вскрывает пеструю глинистую толщу средней части
профиля древней коры выветривания гнейсов и кристаллических сланцев систе¬
мы Торо. Эта толща пересекается жилами пегматита мощностью от 10 до 40-50
см. В жилах крупные кристаллы полевого шпата полностью замещены каолини¬
том. Глубина распространения зоны каолинизации в карьере не вскрыта.
Гипергенные образования Восточной Африки
401
Таблица I
Химический состав генетических горизонтов древней каолиновой коры выветривания
кристаллических пород докембрийского основания Восточно-Африканского свода,
в % от веса абс. сухого вещества (аналитик Л.В. Алещукин)
Место пол ожен ие
8
X
и генетический
Si02
А,А
FeA
MgO
CaO
к2о
Na20
н2о*
Сумма
горизонт
§
£
о
1 Плато Мбулу,
Танзания
Каолин итовый
(нижняя часть).
1,9
60,19
29,50
0,50
1,50
0,25
1,05
0,32
6,47
99,85
Гидрослю¬
дистый (верхняя
часть).
Дезинтегриро¬
ванные гнейсы
2,10
69,54
15,42
3,58
2,52
0,11
5,62
2,62
0,85
100,27
в основании
2,4-
77,42
11,43
1,57
1,18
0,08
5,20
3,08
0,20
100,16
восточного
уступа плато
2. Северная
часть Рувензори,
Уганда.
2,2
57,72
22,84
7,16
6,14
1,26
0,35
2,05
2,00
99,61
Г идрослюдистый.
Дезинтегриро¬
ванные пироксе-
новые кристал¬
3,1
51,89
13,80
15,70
12,10
1,10
0,53
2,98
1,29
99,39
лические сланцы
3. Плато к западу
от г. Мбарары,
Уганда.
Каолинитовый
4. Останцовый
массив к юго-
2,6
71,66
16,06
6,44
0,44
0,14
0,72
0,26
4,07
99,61
западу от горы
Кения.
Каолинитовый
2,0
69,94
20,90
1,71
2,80
0,42
0,18
0,98
3,46
100,39
Каолинит по пегматитам в Уганде известен в районе Кампалы и к западу от
оз. Виктория, в провинциях Анкола и Масака [Barnes, 1961]. В Танзании каоли-
нитизация пегматитов весьма распространена на юге страны. Каолинит из коры
выветривания пегматитовой жилы в юго западной части массива Улугуру описан
Д. Сэмпсоном [Sampson, Wright, 1965]. Названный автор приводит следующие
результаты сокращенного химического анализа
402
Гипергенные образования Восточной Африки
Гигроскопическая вода
39,3
1,0
34.2
7.2
14,8
3,6
Сумма
100,1
Аналогичный случай отмечен нами в Южной Танзании, к югу от пос. Мику-
ми. Этот случай интересен тем, что пегматитовая жила сечет песчаники и алевро¬
литы системы Карру. Следовательно, образование каолинита происходило значи¬
тельно позже карруского времени.
Остатки мощных древних кор выветривания прослеживаются как в пределах
стран Восточной Африки, так и южнее - в Замбии, Малави и в провинции Катан¬
га (Республика Заир), а также на западе Африки - в Мали, Гане, Нигерии. Можно
предполагать, что эта кора выветривания имела региональное распространение
на территории Африки к югу от Сахары.
Имеющиеся факты свидетельствуют, что гипергенное преобразование ис¬
ходных пород на этой огромной территории имело четкую направленность. Эта
общая направленность проявляется в том, что, несмотря на известное разнообра¬
зие состава исходных кристаллических пород докембрийского основания, в ре¬
зультате их гипергенеза формировались образования сходного состава. Конечно,
следует иметь в виду, что при всем разнообразии пород основания Восточно-Аф¬
риканского свода здесь доминируют породы типа гнейсов, различных кварцсо¬
держащих кристаллических сланцев (вплоть до кварцитов), а также породы типа
амфиболитов и метаанортозитов. Содержание кремнезема в распространенных
типах кристаллических пород обычно не опускается ниже 40%.
Конечным продуктом гипергенного преобразования таких пород является
верхний горизонт каолиновой коры, состоящий из каолинита и остаточного га¬
логенного кварца. В том случае, когда гипергенному воздействию подвергались
породы другого состава, возникали иные минералы. Так, в коре выветривания,
развитой на сиенитовых массивах высоких плато Малави, наряду с каолинитом,
в значительном количестве присутствует гиббсит. В условиях петрографического
состава пород докембрийского основания Восточной Африки минералами, опре¬
деляющими состав конечного продукта древнего выветривания, являются каоли¬
нит и кварц. Колебания в химическом составе каолинитовых горизонтов описы¬
ваемой коры выветривания обусловлены главным образом содержанием кварца в
исходных породах.
Древняя каолиновая кора выветривания Восточной Африки характеризуется
определенным уровнем содержания редких и рассеянных химических элемен¬
тов. Определение содержания этих элементов проведено Р.В. Кортман мето¬
дом спектрального анализа в лаборатории ИГЕМ АН СССР под руководством
Гипергенные образования Восточной Африки
403
В.Г. Хитрова. Статистически обработанные данные анализов приведены в табли¬
цах 2 и 3. Так как на значительной территории древняя каолиновая кора подвер¬
глась энергичной денудации, во многих местах сохранилась лишь нижняя часть
профиля. Поэтому количество образцов, характеризующих нижнюю часть про¬
филя (46 проб), значительно больше, чем проб верхнего - каолинитового - гори¬
зонта (18 проб).
Рассматривая полученные данные, можно отметить следующее. Во-первых,
в составе древней коры выветривания отчетливо проявляются провинциальные
геохимические особенности исходных пород кристаллического основания Вос¬
точной Африки. Например, древние коры выветривания Уганды отличаются бо¬
лее высоким содержанием титана, хрома, кобальта, меди и молибдена от анало¬
гичных гипергенных образований Кении и Танзании. Это, по-видимому, обуслов-
Таблица 2
Содержание рассеянных химических элементов в сильно эродированной
древней коре выветривания, в М0"3%
Ё
A
§ «
i =
В 1)
Танзания,
n=14
Кения,
n=8
Уганда,
n=14
Восточная Африка
в целом,
n=46
1
£ s
i l
R °
tr
M
a
V,
%
M
a
V,
%
M
a
V,
%
М
a
V,
%
Ti
1
237,0
202,0
85
286,0
165,0
57
672,0
540,0
80
432,0
438,0
101
Мп
0,1
23,2
16,5
71
51,0
13,0
25
29,0
19,0
66
34,4
16,0
46
V
0,2
2,4
1,4
60
11,2
8,1
72
23,6
2,2
94
12,6
17,6
140
Сг
1
2,5
1,3
54
2,9
1,6
57
10,1
5,6
55
5,2
4,2
81
Ni
1
2,0
1,6
80
1,5
0,3
20
1,6
0,6
38
1,7
0,8
47
Со
1
1,2*
0,5
44
1,6
0,3
19
1,9
U
56
1,6
0,9
53
Си
0,1
1,3
0,7
51
1,0
0,7
64
3,4
1,9
56
1,9
1,0
52
РЬ
1
1,9
0,8
45
4,1
0,8
21
2,3
1,1
48
2,6
0,8
31
Zn
5
8,2
6,7
82
5,8
1,3
23
6,8
2,5
36
5,2
3,4
65
Мо
0,1
0,2*
0,1
50
0,2
-
-
0,6
0,3
50
0,3
0,3
100
Be
0,1
0,3
0,3
100
0,2
0,1
50
0,4
0,2
50
0,3
0,15
50
Sc
0,5
1,2*
-
-
1,2*
-
-
2,0
1,3
63
1,5-
0,9
63
Y
1
2,7*
1,3
50
1,6*
0,3
20
2,8
0,9
32
2,3
0,9
39
La
2
4,0
1,3
34
3,1
1,3
43
6,7*
3,4
51
4,6*
2,5
54
Nb
1
1,8
1,1
61
4,3
2,6
60
2,7
0,9
33
2,9
0,9
33
Zr
2
13,0
6,7
51
18,0
10,9
60
18,7
8,2
44
12,4
6,1
50
Ga
0,1
2,8
1,4
50
2,1
0,5
27
2,6
0,9
35
2,5
0,8
32
Sr
5
22,0
13,5
61
36,5
29,5
81
12,1*
9,0
74
23,6*
17,5
74
Ba
2
35,0
16,5
47
21,0
5,5
25
13,0
9,0
69
23,0
10,5
45
Здесь и далее: п - число анализов, М - среднее арифметическое, о - среднее квадратичное
отклонение данных анализов от величины среднего арифметического, V - коэффициент вариации.
Звездочкой помечены элементы, обнаруженные в количестве менее 80% от числа проб.
404
Гипергенные образования Восточной Африки
Таблица 3
Содержание рассеянных химических элементов в каолинитовом горизонте
древней коры выветривания, в ЫО°%
Элемент
Чувствительность
определения
Танзания,
n=10
Кения,
n=8
Восточная Африка в
целом,
n=18
M
a
V,%
M
a
v,%
М
a
v,%
Ti
1
84,0
72,5
85
270
135
50
177
146
83
Мп
0,1
1,8
0,9
50
1,8
0,9
50
1,8
0,9
50
V
0,2
2,8
2,6
92
7,8
3,7
47
5,3
5,4
100
Сг
1
1,4
0,3
21
15,0
3,0
20
8,2
5,6
68
Ni
1
1,5*
0,3
20
2,6
1,6
61
2,0*
1,6
80
Со
1
1,0*
-
-
1,0*
-
-
1,0*
-
-
Си
0,1
1,2
0,8
67
0,9
0,8
89
1,1
0,8
74
РЬ
1
1,8
0,8
42
1,8
0,8
42
1,8
0,8
42
Zn
5
5,1
1,3
26
7,0
3,7
53
6,0
2,5
41
Мо
0,1
0,2
0,2
100
0,2
0,1
50
0,2
0,2
100
Be
0,1
0,2
0,1
50
0,2*
0,1
50
0,2
0,1
50
Sc
0,5
1,2*
-
-
1,4
0,3
21
1,3*
0,3
23
Y
1
1,6*
0,3
10
4,1*
2,6
66
2,9*
2,6
90
La
2
3,6
1,3
36
11,2
8,1
72
7,4
5,5
75
Nb
1
2,1
0,5
24
3,0
2,9
96
2,6
1,8
70
Zr
2
12,0
-
-
10,1
3,7
37
11,0
3,7
34
Ga
0,1
1,8
0,8
45
3,1
2,6
87
2,5
1,8
74
Sr
5
16,0*
3,0
19
-
-
-
16,0*
3,0
19
Ba
2
25,0
16,5
66
4,5
2,6
57
14,7
21,6
150
лено соответственно большей концентрацией этих элементов в кристаллических
породах Уганды. Отметим, что известные рудопроявления вышеназванных ме¬
таллов, в том чйсле крупное медно-кобальтовое месторождение Килембе, имеют,
по мнению местных геологов, эпигенетическое происхождение [Barnes, 1961].
В то же время рассеянные химические элементы под воздействием гиперген¬
ных процессов испытали определенное перераспределение. Сопоставляя среднее
содержание элементов в каолинитовом горизонте и в нижней части профиля древ¬
ней коры, легко можно увидеть, что в верхнем горизонте профиля содержание
многих микроэлементов значительно более низкое. По-видимому, это обуслов¬
лено их длительным выносом сверху вниз с последующим удалением за преде¬
лы профиля коры выветривания. Отчетливый вынос констатируется для титана,
марганца, ванадия, молибдена, бериллия, бария и некоторых других элементов.
Весьма энергично осуществлялась миграция стронция, содержание которого в
каолинитовом горизонте настолько незначительно, что во многих образцах его не
удалось обнаружить. Это особенно типично для каолиновых кор Уганды. Лишь
Гипергенные образования Восточной Африки
405
отдельные микроэлементы существенно не меняют содержания в профиле коры
выветривания. По-видимому, они преимущественно входят в состав минералов,
весьма устойчивых к процессам гипергенеза. Это относится к цирконию, а также
к некоторым редким элементам - ниобию, лантану, иттрию.
Вследствие выноса рассеянных химических элементов под длительным воз¬
действием процессов гипергенеза, содержание этих элементов в древней коре
выветривания в целом ниже их кларковых значений. Поэтому кларки концент¬
рации большей части микроэлементов менее 1, а более высокие значения для
отдельных элементов (молибдена, лантана, отчасти галлия, ниобия и скандия),
вероятно, обусловлены геохимическими особенностями исходных пород.
Установление возраста древней каолиновой коры представляет сложную про¬
блему.
Нижний его предел определяется следующими фактами. Кора развита на пес¬
чано-глинистых отложениях системы Карру и даже на пегматитовых жилах, се¬
кущих эти отложения. Аналогичные коры развиты на поверхности высоких плато
Малави. Их массивы образованы верхнеюрскими интрузиями сиенитов [Young,
Stephen, 1965]. Следовательно, процессы этого этапа гипергенеза развивались в
послеюрское время.
Для установления верхнего предела рассматриваемого этапа гипергенеза
большой интерес представляют особенности геологического строения западных
районов Кении. Древняя кора с развитым каолинитовым горизонтом на породах
кристаллического основания хорошо сохранилась в полосе к северу от оз. Викто¬
рия. Отсюда древняя кора выветривания распространяется на восток, в пределы
Кении. Правда, каолинитовый горизонт и даже верхняя часть гидрослюдистого
горизонта уничтожены эрозией, но нижняя часть профиля древней коры вывет¬
ривания на гнейсах «системы основания» отчетливо прослеживается в карьерах
и придорожных выемках западных районов Кении.
Восточнее гнейсовый фундамент срезается позднемеловой поверхностью.
Она, в свою очередь, покрывается мощным покровом фонолитовых лав, начало
излияний которых относится к миоцену. Результаты изучения керна скважин по¬
казали, что под толщей лавовых покровов залегает древняя кора выветривания,
приуроченная к погребенной позднемеловой поверхности [Sanders, 1963а]. Соот¬
ношение древней коры выветривания и миоценовых лав показано на рисунке 3.
Древняя каолиновая кора занимает определенное положение в рельефе Вос¬
точной Африки. На протяжении длительного континентального режима протека¬
ло несколько циклов денудации, оставивших после себя ясно различимые уров¬
ни рельефа. Причину цикличности ряд исследователей видели в периодических
поднятиях всей Африки [Wayland, 1933,1937; Dixey, 1942; и др.]. Л. Кинг [1967]
это увязал с процессами раскола Гондваны и последующим оформлением конти¬
нента.
Соотношение уровней рельефа Восточной Африки представляется в виде
следующей схемы. Наиболее древний уровень был выработан после отложения
406
Гипергенные образования Восточной Африки
Рис. 3. Положение древней коры выветривания кристаллического основания на вулканическом
плато Уасин-Гишу, Западная Кения
/ - верхний горизонт фонолитовых лав; 2 - нижний горизонт фонолитовых лав; 3 - туфы и
агломераты; 4 - докембрийские гнейсы; 5 - коры выветривания на гнейсах (штриховая линия обоз¬
начает нижнюю границу); 6 - буровая скважина на ее номер
формации Карру. Вдоль восточной окраины Африки эта поверхность погружает¬
ся под нижнемеловые отложения северо-западных областей Индийского океана.
По мнению Л. Кинга, этот уровень рельефа намечает выровненную на протяже¬
нии юрского периода поверхность Гондваны (гондванский цикл денудации). Бо¬
лее низкий уровень рельефа связывается с процессом денудации в нижнем мелу
после раскола Гондваны (постгондванский цикл денудации).
Древняя поверхность выравнивания, наиболее хорошо сохранившаяся и ши¬
роко распространенная в Африке, сформирована в интервале времени от верхнего
мела до миоцена. Ее выделяют под названием “главного педиплена”, нижнекай¬
нозойской, предмиоценовой, или африканской, поверхности (африканский цикл
денудации Л. Кинга). В дальнейшем была выработана система пологих склонов,
образующих верхнекайнозойский уровень рельефа, который, в свою очередь,
прорезан долинами современных рек.
Древняя каолиновая кора выветривания срезается предмиоценовой (афри¬
канской) поверхностью. Особенно эффектно выражена поверхность, срезающая
древнюю кору во многих местах по северной периферии оз. Виктория (так на¬
зываемая поверхность Буганда). Эта поверхность, по мнению Д. Дорнкампа и
П. Тэмпла [Doomkamp, Temple, 1966], выработана в конце мезозоя - палеогене,
хотя В. Бишоп и А. Тренделл [Bishop, Trendall, 1967] относят время ее образова¬
ния к концу мезозоя.
В ряде случаев денудированная поверхность коры выветривания кристалли¬
ческого основания погребена под более молодыми отложениями. Это очень хо¬
рошо видно в районе известных водопадов Мерчисон, в Уганде. Здесь по левому
берегу долины р. Виктория-Нил хорошо обнажена толща, сложенная продуктами
гипергенеза разного возраста (рис. 4). В основании располагается автоморфная
кора выветривания докембрийских кварц-мусковитовых кристаллических слан¬
цев. Эта кора сильно денудирована и представлена сохранившимся гидрослю-
Гипергенные образования Восточной Африки
407
Рис. 4. Положение лэтеритных панцирей в районе водопадов Мёрчисон, Уганда
1 - кора выветривания гнейсов кристаллического основания (гиарослкшистый горизонт);
2 - переотложенные продукты древнего выветривания кварцево-каолинитового состава (слои на¬
ценка); 3 - красноцветные покровные отложения; 4 - латеритный панцирь; 5 - древнеозерные от¬
ложения (слои параа); 6-террасовые гравелиты р. Виктория-Нил; 7- оглеенные суглинки и супе¬
си; 8 - предполагаемое положение поверхности древней коры выветривания гнейсов. Поперечные
профили через долину р. Виктория-Нил: / -в районе водопадов Мёрчисон, //-в районе парома у
Параа-Лодж
дистым горизонтом. Залегавший выше каолинитовый горизонт с остаточным
кварцем был размыт и переотложен в виде слоев Намсика - озерно-аллювиаль¬
ной толщи мощностью 30 м. Отложение этой толщи связано с образованием сис¬
темы расколов, положивших начало формированию грабенов Западного рифта.
Возраст слоев Намсика - предположительно раннемиоценовый [Bishop, 1963].
Следовательно, возраст денудированной коры значительно более древний, хотя
пока может быть определен лишь как домиоценовый. Ниже водопадов можно
видеть, как переотложенные кварцево-каолиновые продукты древнего выветри¬
вания перекрываются, вероятно, верхнемиоценовыми слоями Параа - осадками
залива древнего озера, существовавшего во впадине оз. Альберт. Все отложения
миоценового возраста на большой площади перекрыты плащом маломощных
красноцветных супесей, местами несущих латеритный панцирь. Он образует три
широкие ступени-террасы, самая нижняя из которых сильно разрушена. О воз¬
расте красноцветных супесей и панцирей нет данных, хотя можно отметить, что
в слоях Параа встречены обломки панцирей, а террасы р. Виктория-Нил, ниже
водопадов врезанные в озерные слои Параа и относящиеся к верхнему плейсто¬
цену и голоцену, лишены красноцветного покрова. На основании изложенных
фактов можно констатировать в районе водопадов Мерчисон присутствие двух
групп гипергенных образований: во-первых, древнюю домиоценовую каолино¬
вую кору и продукты ее переотложения и, во-вторых, значительно более поздние
красноцветы и латеритные панцири.
408
Гипергенные образования Восточной Африки
Мощная автоморфная кора выветривания на кристаллических породах до-
кембрийского основания Восточной Африки является реликтом этапа гиперге-
неза, развивавшегося на протяжении верхнего мезозоя и палеогена. Для этого
этапа характерна не только его длительность, но и подавленность денудационных
процессов, что способствовало формированию верхнемезозойского пенеплена.
Пока трудно судить о том, когда эти условия были нарушены. Возможно, что
уже в конце палеогена древняя кора выветривания начала размываться. Вполне
естественно, что среди продуктов переотложения доминируют основные ком¬
поненты верхнего горизонта древней коры выветривания - каолинит и кварц.
Продукты переотложения древней коры выветривания в виде каолиновых глин
и кварцевых песков, по-видимому нижнемиоценового возраста, широко распро¬
странены в Уганде, к северу и западу от оз. Виктория, во впадине Руква и на
западе Танзании. В частности, таково происхождение крупного месторождения
каолина Пугдхиллс вблизи Дар-эс-Салама.
КРАСНОЦВЕТНЫЙ ГИПЕРГЕННЫЙ
КОМПЛЕКС НЕОГЕНА-ПЛЕЙСТОЦЕНА
Рыхлые красноцветные образования плащеобразно покрывают большую
часть изученной территории, причем залегают на самых различных горных по¬
родах.
Очень часто красноцветная толща располагается на слабо измененных до-
кембрийских породах, древняя кора выветривания которых была денудирована,
и тогда между красноцветами и докембрийскими породами каолинитизировани-
ая выветренная зона отсутствует. Подобные случаи типичны для значительных
площадей западной Кении, центральной и южной Танзании. Во многих районах
можно видеть, как красноцветные образования перекрывают древнюю (верхне-
мезозойско-палеогеновую) кору выветривания, у которой иногда имеется час¬
тично сохранившийся от денудации каолинитовый горизонт. Многочисленные
случаи такого расположения красноцветных отложений мы наблюдали в Уганде
(к северу и западу от оз. Виктория, на предгорном плато восточнее горного масси¬
ва Рувензори), Танзании (на плато Мбулу - между озерами Маньяра и Эяси) и Ке¬
нии (к востоку от вулканического массива этого же названия). На юге Танзании,
в районе пос. Микуми, можно видеть, как красноцветные отложения покрывают
песчаники и сланцы комплекса Карру. К западу от Дар-эс-Салама, на плато Ки-
вангва и Гонга, залегают кварцево-каолинитовые отложения мощностью 20-30 м,
имеющие миоценовый возраст [Мооге, 1963]. Эти отложения, представляющие
собой переотложенную древнюю каолиновую кору выветривания, перекрыва¬
ются красноцветной толщей мощностью от 3 до 15 м. Очень похожая ситуация
отмечается в ряде мест в Уганде, в частности в районе водопадов Мёрчисон. На¬
Гипергенные образования Восточной Африки
409
конец, весьма широко распространено залегание красноцветных отложений на
продуктах кайнозойского вулканизма - обширных лавовых покровах к западу и
востоку от Кенийского рифта (рифта Грегори) и в вулканическом районе Кили-
манджаро-Меру. В этом случае какие-либо признаки обелённого горизонта под
красноцветной толщей отсутствуют.
В некоторых случаях красноцветные образования связаны постепенным пере¬
ходом с коренной породой. Это особенно типично для красноцветных накоплений
на кайнозойских лавах. Поверхность лавовых покровов часто несет красноцвет¬
ный элювий небольшой мощности со слабо дифференцированным профилем.
Для характеристики красноцветной коры выветривания на кайнозойских лавах
приведем описание разреза шурфа, заложенного примерно в 30 км к юго-востоку
от г. Элдорет (Восточная Кения) на плато, сложенном верхнемиоценовыми лава¬
ми фонолитового состава.
0-0,17 м. Буровато-черный гумусовый горизонт (А) современной почвы под расти¬
тельностью саванны.
0,17-0,35 м. Серо-бурый с красноватым оттенком переходный горизонт (В) почвы.
0,35-0,60 м. Буровато-красный суглинок с обломками фонолитовых лав, служащий
почвообразующей породой для современной почвы. Нижняя граница очень не¬
ровная.
0,60-1,00 м. Слабо сцементированная туфобрекчия с обильными округлыми глыбами
фонолитов. Глыбы выветрены с образованием скорлуповатых отдельностей со
свежим ядром, от которого к периферии нарастает интенсивность выветривания.
В шлифах под микроскопом хорошо прослеживается последовательность ги¬
пергенного преобразования пород. В случае базальтов наименее устойчивыми
оказываются плагиоклазы, которые так же, как и основная масса, замещаются
агрегатом тонкодисперсных минералов типа метагаплуазита. При этом пироксе-
ны слабо затрагиваются гипергенным преобразованием, и сохраняется реликто¬
вая структура исходной породы (рис. 5-7). В дальнейшем пироксены замещают¬
ся гидроокислами железа и железистыми аплофаноидами, порода приобретает
ясный красноватый или буроватый оттенок, рыхлую консистенцию и начинает
постепенно утрачивать реликты исходной струюуры. Аналогичные изменения
претерпевают выделения нефелина и оливина. Небольшая мощность красноцвет¬
ного элювия обусловлена энергичной денудацией.
Красноцветное выветривание распространяется не только на кайнозойские
вулканиты, но и на кристаллические породы докембрийского основания. При
этом происходит гипергенное преобразование минералов, аналогичное описан¬
ному выше. Интенсивность гипергенного преобразования минералов настолько
высока, что разрушаются даже такие устойчивые минералы, как гранаты.
Переотложенные красноцветные продукты выветривания часто залегают на
коренных породах, лишенных красноцветного элювия. В одних случаях грани¬
ца между красноцветными покровами и коренными породами ясно выражена, в
других маскируется в результате вмывания красноцветной массы по трещинам,
410
Гипергенные образования Восточной Африки
Рис. 5. Исходная слабоизмененная порода. Белые вкрапления - лейсты плагиоклазов. Увел. 160
Рис. 6. Первая стадия выветривания. Лейсты плагиоклаза и часть основной массы замещена
тонкодисперсным метагаллуазитом. Пироксены (темно-серые зерна) очень слабо затронуты
изменением. Увел. 160
Рис. 7. Конечная стадия выветривания in situ. Зерна пироксена замещены гидроокислами
железа и железистыми алофаноидами (черное). Тонкодисперсная масса начала смещаться - реликты
плагиоклазов разрушены. Увел. 160
Гипергенные образования Восточной Африки
411
крупным порам или корневым ходам. Вмывающееся красное тонкодисперсное
вещество образует характерные колломорфные микротекстуры, возникающие
исключительно при условии ненасыщенности поглощающего комплекса глин и
кислой реакции среды. Эти данные свидетельствуют о гумидных ландшафтно¬
геохимических условиях формирования красноцветных гипергенных образова¬
ний (рис. 8).
Рис. 8. Вмывание красноцветных глинис¬
тых минералов (темное) из вышезалегающей
толщи красноцветных отложений в эродиро¬
ванную древнюю кору выветривания. Плато
Мбулу, Танзания. Увел. 170
Результаты химического анализа
красноцветных отложений из разных
районов Восточной Африки представ¬
лены в таблице 4. В ряде случаев мож¬
но заметить влияние местных корен¬
ных пород. В области распространения
гнейсов и кварцитов в красноцветных
отложениях повышается содержание
кремнезема, которое уменьшается на площади распространения щелочных вул¬
канических пород. В целом же можно констатировать, что химический состав
красноцветных отложений, залегающих на разных коренных породах и разделен¬
ных значительными расстояниями, имеет общие черты.
Сопоставляя химический состав красноцветных отложений и распространен¬
ных горных пород (табл. 5), легко заметить их существенное различие. В красно-
цветах содержится значительно меньше щелочных и щелочноземельных элемен¬
тов, чем в коренных метаморфических и эффузивных породах, меньше кремнезе¬
ма, но больше алюминия и особенно трехвалентного железа и связанной воды.
Гранулометрический состав красноцветных покровных отложений обнару¬
живает значительные колебания (табл. 6). Нет какой-либо группы частиц, которая
доминирует во всех образцах. Обычно содержание частиц меньше микрона со¬
ставляет 30—40%, но иногда достигает 50% и спускается ниже 10%. Содержание
частиц 0,01-0,1 мм, как правило, 20-30%, хотя отмечены величины от 10 до 40%.
Очень сильные колебания в содержании частиц 0,1-1,0 мм и крупнее 1 мм. Среди
последних преобладают обломки величиной 1-3 мм.
Частицы различной крупности красноцветных отложений Восточной Африки
отличаются и химическим составом. Это явление было также обнаружено для
аналогичных образований Западной Африки. Из данных таблицы 7 видно, на¬
сколько резко различаются по составу мелкообломочные и тонкодисперсные ком¬
поненты красноцветных образований. Мелкообломочная (песчано-алевритовая)
часть красноцветов на кристаллических сланцах обогащена кремнеземом за счет
412
Гипергенные образования Восточной Африки
Таблица 4
Химический состав покровных красноцветных отложений Восточной Африки
(аналитик Л.В. Алещукин)
Номер
и место
отбора
образца
Коренные
породы
Si02
А!2Оэ
FeA
MgO
СаО
кго
Na20
Н20+
Сумма
7,
район
4Ш
24.20
20.20
135
0.30
0.84
0.40
10.03
99.92
г. Энтеббе,
Уганда
47,39
26,92
22,47
1,50
0,33
0,93
0,44
—
99,98
14,
к западу от
г Кам-
4Ш
23.80
15.00
0.60
0.34
0.27
151
11.06
99.12
палы,
Каоли-
52,91
27,02
17,03
0,68
0,38
0,30
1,76
-
100,08
Уганда
новая
262,
кора
кристал¬
лических
к западу от
ппс Чил.
сланцев
42,04
25.14
1Ш
3.96
0.59
0.18
1.15
8.67
100,3.4
IIUWi THU
кариге,
Кения
45,86
27,42
20,29
4,32
0,65
0,19
1,27
100,00
61,
плато
5Ш
21.10
1120.
2.10
0.19
0.36
0.45
8.46
100.06
Мбулу,
Танзания
Сильно
59,49
23,02
14,08
2,29
0,20
0,40
0,49
99,97
13,
эродиро¬
ванная
51.50
20.00
12.90
3.58
0.62
1.07
0.53
9.02
99.22
к северу от
древняя
57,09
22,17
14,30
3,97
0,68
1,18
0,58
—
99,97
г. Энтеббе,
кора
Уганда
кристалл-
лических
сланцев
207,
пос.
Кинья-
Кремни¬
стые
ша
21.87
6.90
0.36
0.76
182
0.63
6.18
96.98
мари,
сланцы
63,61
23,42
7,36
0,39
0,82
2,02
0,67
—
98,29
грани¬
проте¬
ца Руанды
и Уганды
розоя
В числителе - % от веса абс. сухого вещества, в знаменателе - % от веса прокаленного вещества.
высокого содержания кварца. Для химического состава тонкодисперсной части
красноцветов характерно пониженное содержание кремнезема и значительное
количество глинозема, окисного железа и Н20.
Гипергенные образования Восточной Африки
413
таблица 4 (окончание)
17,
Фоноли-
к югу от
товые
33.20
36.20
14,20
1.20
0.20
0,40
ш
Ш2
ШЗ
Килиманд¬
жаро,
Танзания
лавы и
агло¬
мераты
38,58
42,07
16,50
1,39
0,23
0,46
0,74
100,01
250,
район пос.
То же
41,37
25.56
2М1
1.44
0.25
1.18
0.96
7.66
98.43
Тимбороа,
Кения
45,57
28,16
22,04
1,58
0,28
1,30
1,05
99,98
Химический состав красноцветных отложений определяется не только со¬
отношением гранулометрических фаций, но и их минералогическим составом.
Состав мелкообломочной части красноцветных отложений обнаруживает ясную
связь с составом коренных пород района. Как видно из данных таблицы 8, в мел¬
кообломочной части красноцветов, покрывающих кристаллические породы до¬
кембрия, в значительном количестве присутствуют кварц, полевые шпаты и слю¬
ды. В красноцветах, залегающих на обширных покровах плиоценовых лав, кварц
и слюды отсутствуют, а содержание полевых шпатов очень невелико.
Важно отметить, что на минералогическом составе обломочной части красно¬
цветных покровных отложений сказывается влияние породы не данного участка,
а целого района. Например, красноцветные отложения, покрывающие каолино¬
вую древнюю кору выветривания, содержат в значительном количестве гипоген-
ные силикаты - плагиоклазы, калинатриевые полевые шпаты, слюды. Эти мине¬
ралы отсутствуют в каолинитовом горизонте коры, но входят в состав коренных
пород района
В мелкообломочной части покровных красноцветных отложений хорошо от¬
ражаются провинциальные особенности минералогического состава коренных
пород. Высокое содержание слюды и подчиненное кварца в покровных отложе¬
ниях восточной части плато Мбулу (Северная Танзания) обусловлено тем, что
восточная часть этого горста сложена слюдисто-кварцевыми кристаллическими
сланцами. Для кристаллических сланцев района Энтеббе (Уганда) характерно
высокое содержание кварца и присутствие наряду со слюдой полевых пшатов,
что находит четкое отражение в составе мелкообломочной части покровных отло¬
жений этого района. Не менее отчетливо отражаются минералогические провин¬
циальные особенности коренных пород на составе тяжелой фракции.
Состав минералов тяжелой фракции красноцветных покровных отложений
весьма разнообразен. Доминирующими компонентами, по нашим данным, явля¬
ются ильменит на площади кристаллических пород докембрия и гидроокислы
железа и глинисто-железистые агрегаты в районах развития лавовых покровов.
Заметим, что ильменит как преобладающий минерал тяжелой фракции установ¬
лен в красноцветных отложениях высоких плато Малави [Young, Stephen, 1965].
Таблица 5
Химический состав распространенных коренных пород Восточной Африки, в %
Место
отбора
образца
Порода
Si02
А,2°3
ТЮ
FejO}
FeO
MgO
CaO
Kfl
Na20
H20*
Сум¬
ма
Провинция
Восточный
Нил, Уганда*
Биотит-роговообманковый
гнейс
64,64
14,73
0,72
1,77
4,55
1,72
4,13
3,19
3,25
0,74
99,44
Водопады Рипон,
Уганда*
Роговообманковый
кристаллический сланец
50,68
14,94
0,86
1,45
11,16
10,02
3,77
0,13
1,32
4,66
98,99
Район
Конгвы, Танзания**
Тальк-кианит-кварцевый
сланец
74,54
8,13
0,27
1,92
0,90
12,33
0,03
0,14
1,59
99,85
Килиманджаро,
Танзания**
Эгириновый
фонолит
50,38
21,94
0,78
3,47
2,59
0,94
2,63
5,50
9,28
1,82
99,33
То же**
Нефелинит
41,37
19,16
1,56
8,64
4,24
4,14
9,16
1,22
5,03
3,28
97,80
* Данные из Отчета Геологической службы Уганды за 1950 г. ** Данные Д. Мак-Ки [McKie, 1958]
Гранулометрический состав красноцветных покровных отложений Восточной Африки, в %
Таблица б
Величина
Номер образца
частиц, мм
226
61
262
11
200
92
266
206
207
209
263
>1
7,48
2,98
0,52
31,95
12,72
3,51
3,04
1,74
4,68
1,05
0,08
1-0,1
14,12
46,78
12,28
5,64
2,62
31,61
21,16
8,65
24,02
4,00
6,82
0,1-0,01
17,52
22,84
40,22
15,61
18,72
12,64
21,18
39,07
22,62
24,91
33,38
0,01-0,001
18,26
15,92
20,10
2,50
33,84
8,26
18,40
18,13
19,88
25,11
16,03
<0,001
42,62
11,48
26,88
44,30
32,10
44,08
36,22
32,41
28,80
44,93
43,79
Здесь и далее: звездочка - минерал встречен в виде единичных зерен; тире - не обнаружен. Характеристика образцов следующая:
а) Красный покров, залегающий на каолинитовом горизонте древней коры выветривания кристаллических пород архея: 226 - к западу от г.
Мбарары, Уганда; 61 - плато Мбулу, Танзания; 262 - к западу от пос. Чиокариге, Кения, б) Красный покров, залегающий на эродированной древ¬
ней коре кристаллических пород архея: 11 - г. Энтеббе, Уганда; 200 - подножие Рувензори к востоку от Килембе, Уганда, в) Красный покров,
залегающий на дезинтегрированных кристаллических породах архея: 92 - к северу от горного массива Укагуру, Танзания: 266 - к югу от пос.
Кайджадо, Кения, г) Красный покров, залегающий на сланцах и филлитах протерозоя: 206 - к западу от г. Кабале, Уганда; 207 - пос. Киньямари,
граница Руанды и Уганды; 209 - пос. Рвентобо, Уганда, д) Красный покров, залегающий на выветренных плиоценовых фонолитовых лавах: 263
- к югу от г. Эмбу, Кения.
414 Гипергенные образования Восточной Африки
Гипергенные образования Восточной Африки
415
Таблица 7
Химический состав мелкообломочной и тонкодисперсной фракций красноцветных
образований (обр. 207), в %
Компонент
Исходная
порода
Фракции
Компонент
Исходная
порода
Фракции
0,1-0,01
мм
<0,001
мм
0,1-
0,01
мм
<0,001
мм
Si02
59,40
90,48
39,74
Nap
0,63
0,49
0,68
ТЮ2
1,44
2,13
0,76
К20
1,89
0,49
2,44
а,2°з
21,87
2,99
33,05
н2о*
6,18
0,26
10,66
Fe20
6,46
U4
10,80
С
0,05
0,03
0,20
FeO
0,44
0,14
0,39
Р20,
0,06
0,04
0,12
MnO
0,01
-
0,01
CaO
0,76
1,39
0,76
MgO
0,36
-
0,26
Сумма
99,55
99,58
99,87
В области распространения хлорит-серицитовых сланцев верхнего протерозоя
среди тяжелых минералов обнаружено значительное содержание хлоритовых аг¬
регатов. Спорадически в повышенном количестве обнаруживаются железистые
слюды, амфиболы (наиболее часты щелочные роговые обманки типа глаукофана,
в меньшем количестве актинолит), минералы группы эпидота, турмалин, цир¬
кон и др. Минералы, встречающиеся в количестве 1% и более, указаны в табли¬
це 8. Наряду с ними обнаружены сфен, лейкоксен, рутил, анатаз, апатит, гематит,
монацит, корунд, иногда достигающие 1-2% от числа зерен тяжелой фракции.
В красноцветах юго-запада Уганды и в районе Рувензори довольно часто обнару¬
живаются отдельные зерна шеелита. Следует отметить повышенное содержание
циркона и малакона в красноцветных покровах Центральной Танзании.
Интегрированные провинциальные особенности минералогического состава
коренных пород, по-видимому, вызваны условиями образования мелкообломоч¬
ной части красноцветов. Можно предположить, что формирование этих образо¬
ваний осуществлялось в процессе педипланации на фоне непрогяженного пере¬
носа и многократного переотложения мелкообломочного материала в пределах
сравнительно небольшой территории. Крупные обломки в силу своей тяжести
испытывали меньшее перемещение, чем частицы величиной в десятые и сотые
доли миллиметра. Поэтому в крупнообломочной фракции преобладают облом¬
ки пород данного участка, перенос которых ограничен местными склонами. Это
особенно характерно для обломков латеритных панцирей.
Большой интерес представляет выяснение минералогического состава тон¬
кодисперсной массы красноцветных покровных образований. С этой целью был
проведен рентгенострукгурный анализ фракции менее 0,001 мм, выделенной из
красноцветных покровов разных районов Уганды, Кении и Танзании. Полученные
дифрактограммы представлены на рисунке 9. Анализы выполнены в лаборато¬
рии рентгеноструктурного анализа Почвенного института им. В.В. Докучаева на
-рь
ON
Минералогический состав мелкообломочной фракции красноцветных покровных отложений
Таблица 8
Величина частиц,
мм
Номер образца
226
61
11
200
92
207 263
262
266
206
209
131
250
Фракция 0,01-0,1 мм (в % веса фракции)
Кварц
28
18
54
19
67
44
-
14
33
32
57
29
5
Плагиоклазы
15
-
17
15
И
17
1
3
16
61
16
1
16
Калинатровые
полевые шпаты
1
1
3
2
18
5
-
1
43
6
2
68
-
Слюды
33
78
13-
29
-
-
-
-
-
-
12
-
-
Хлориты
Глинисто¬
—
—
—
—
—
—
—
16
железистые
агрегаты
Вулканическое
стекло и
1
99
36 '
66
слабопрозрачные
бесцветные
агрегаты
12
и
15
31
1
11
и
Тяжелая фракция
Магнитная
10,4
2,0
1,9
19,1
3,0
U
—
26,5
7,3
и
1,6
1,2
и
фракция
(магнетит)
0,2
0,5
—
0,7
0,8
0,2
—
2,3
0,2
0,1
0,2
0,3
Сумма
99,6
99,5
100,0
99,8
99,8
99,3
100,0
99,8
99,5
100,1
99,7
99,4
99,4
Гипергенные образования Восточной Африки
таблица 8 (окончание)
Тяжелая фракция (в % от числа зерен)
Ильменит
Хлорит и обломки
73
5
20
78
56
23
ф
20
35
73
52
41
68
хлорит-серицитовых
сланцев
8
ф
1
2
—
45
-
65
24
1
—
5
1
Эпидот
2
ф
ф
ф
ф
12
-
1
10
1
3
9
1
Цоизит-
клиноцоизит
2
-
ф
ф
ф
-
-
5
3
-
2
1
Амфиболы
*
ф
-
8
20
ф
-
1
11
2
-
3
1
Пироксены
2
-
-
-
ф
1
-
2
2
2
1
2
ф
Слюды
Гётит и глинисто¬
*
1
28
ф
ф
2
—
ф
ф
ф
41
-
-
железистые
агрегаты
10
94
3
И
1
4
99
11
3
18
1
14
25
Турмалин
*
-
28
1
-
13
-
ф
1
ф
1
-
ф
Циркон
ф
ф
ф
-
12
ф
-
ф
1
ф
2
21
2
Малакон
-
-
-
-
5
-
-
-
-
-
-
1
-
Андалузит
2
-
-
-
5
1
-
ф
2
-
-
1
ф
Дистен
ф
-
ф
-
1
-
-
-
ф
ф
-
1
-
Ставролит
1
ф
ф
-
ф
ф
-
-
ф
ф
-
ф
1
Гранат
ф
ф
ф
ф
ф
ф
-
ф
7
ф
-
1
ф
Сумма
100
100
100
100
100
100
99
100
100
100
100
100
100
Характеристику образцов см. в табл. 6.
Гипергенные образования Восточной Африки 417
418
Гипергенные образования Восточной Африки
Рис. 9. Дифрактограммы фракции менее 0,001 мм красноцветных образований
Уганда-обр. И, 181,200, 206,209,226; Руанда-обр. 207; Кения-обр. 262,263,266; Танза¬
ния-обр. 61,92
дифрактометре УРС-50ИМ, на излучении СиКа, фильтр никелевый. Режим рабо¬
ты -35 кв, 12 а. Дифрактограммы сняты Г.Н. Щуриной, расшифровка проведена
под руководством Б.П. Градусова. Материал для рентгенострук1урного анализа
был соответствующим образом подготовлен: из него были удалены органические
вещества обработкой пергидролем и аморфные окислы железа по методу Мира и
Джексона. Тонкодисперсное вещество было насыщено катионами магния, а затем
-этиленгликолем. Полученные дифрактограммы обладают некоторыми чертами,
Гипергенные образования Восточной Африки
419
позволяющими судить об общих минералогических особенностях тонкодиспер¬
сной части красноцветных отложений Восточной Африки. Отражения от плос¬
кости (001) показывают четкие рефлексы 7-7,5 Кх и менее хорошо выражен¬
ные, а в некоторых образцах отсутствующие рефлексы около 10 и 14 Кх и более.
Рефлексы 7-7,5 Кх соответствуют минералам группы каолинита, рефлексы 10 и
14 Кх - гидрослюдистым и смешаннослойным минералам.
Среди гидрослюдисто-смешаннослойных минералов можно выделить диок-
таэдрические гидрослюды гидромусковитового ряда. Об их присутствии свиде¬
тельствует стабильность базальных отражений около 10 Кх как до, так и после
насыщения анализируемого материала этиленгликолем, а также довольно интен¬
сивный рефлекс отражения от (002) по сравнению с таковым от (001). Иногда от¬
мечается отражение около 3,3 Кх от (003). Присутствие этих минералов хорошо
видно на дифрактограммах образцов 200, 207, 226. Помимо собственно гидро¬
слюд, в ряде образцов обнаружено присутствие минералов, представляющих со¬
бой сложную смешаннослойную систему с переменной нормой переслаивания и
преобладанием гидрослюдистых пакетов. Кристаллохимическая структура этих
минералов подвижна, и при насыщении этиленгликолем межплоскосгные рас¬
стояния увеличиваются до 14 Кх (обр. 266) или до 17-19 Кх (181,206, обр. 226).
В некоторых случаях можно видеть сплошную серию сливающихся рефлексов от
14,5 до 18,6 Кх (обр. 262).
Минералы группы каолинита, содержащиеся в красноцветных образовани¬
ях, весьма специфичны. Они резко отличаются от хорошо окристаллизованного
совершенного каолинита, который так характерен для древних (домиоценовых)
кор выветривания. Рефлекс отражения от плоскости (001) в минералах из крас-
ноцветов соответствует не величине 7,0-7,1 Кх, как в совершенном каолините, а
7,2-7,4 и даже 7,6 Кх (обр. 266). Для конфигурации пика этого рефлекса на диф¬
рактограммах характерна асимметрия в сторону малых углов. По-видимому, это
связано с наличием межслоевых прослоев метагаллуазита. На присутствие мета-
галлуазита также указывает асимметричный малый общий рефлекс отражений от
плоскости (002). Этот режим характерен для двухслойных минералов, индивиды
которых свернуты в трубку. Общий рефлекс незаметен, когда сильно выражен
рефлекс отражения от (002) у минералов с расширяющейся струюурой и гидро¬
слюд (обр. 200 и 207). Особенно четко общий рефлекс проявляется на дифракгог-
раммах образцов, почти лишенных гидрослюдистых минералов (обр. 11, 209 и
263). По-видимому, описываемая группа тонкодисперсных минералов представ¬
лена сложной смесью несовершенного каолинита и метагаллуазита. В отдельных
образцах в очень небольшом количестве обнаружен гидраргиллит, диагнос¬
тирующийся на дифрактограммах по рефлексу 4,8 Кх отражений от плоскости
(002). Таким образом, данные рентгеноструктурного анализа свидетельствуют,
что тонкодисперсная часть красноцветных покровных образований представляет
собой особую парагенетическую ассоциацию минералов. В ней выделяются ми¬
нералы двух групп: во-первых, несовершенного каолинита и метагаллуазита и,
420
Гипергенные образования Восточной Африки
во-вторых, смешаннослойные и гидрослюдистые. Представители первой группы
присутствуют повсеместно и, как правило, доминируют. Содержание минералов
второй группы сильно варьирует. В одних образцах оно весьма значительно (обр.
200,207), в других - ничтожно (обр. II, 209,263).
Так как при нагревании до 500°С рефлексы метагаллуазита и каолинита сни¬
маются, представление о соотношении двух основных групп глинистых минера¬
лов в красноцветных образованиях можно получить при сопоставлении дифрак-
тограмм прокаленной фракции менее 0,001 мм в этой же фракции, насыщенной
этиленгликолем. Как видно на рисунке 10, в обр. 200 после снятия каолинитово-
метагаллуазитовых рефлексов в результате нагревания остаются сильные реф¬
лексы минералов гидрослюдистой группы. В обр. 209, лишенном гидрослюдис-
то-смешаннослойных минералов, после прокаливания отсутствуют какие-либо
ясно выраженные рефлексы отражения.
Так как для подготовки материала к рентгеноструктурному анализу из фрак¬
ции менее микрона были удалены гидроокислы железа и аллофаноиды, данные
этого анализа были дополнены термографическим анализом. Результаты приве¬
дены на рисунке 11. Дифференциальные кривые нагревания получены в физико¬
химической лаборатории биолого-почвенного факультета Московского универси¬
тета на пирометре Курнакова со скоростью нагревания 14° в минуту. Исключение
составляет кривая обр. 226, которая снята на
дериватографе со скоростью нагревания 12°
в минуту. Анализы выполнены под руководс¬
твом Н.Г. Зырина.
Дифференциальные кривые нагревания
подтверждают выводы рентгеноструюурного
анализа о значительном содержании минера¬
лов типа метагаллуазита и несовершенного
каолинита среди тонкодисперсных минералов
красноцветных образований Восточной Аф¬
рики. С наличием этих минералов связан эк¬
зотермический эффект около 950°, а также эн¬
дотермические эффекты 540-580 и 120-130°.
Несколько пониженная температура высоко¬
температурного эндотермического эффекта и
повышенная - низкотемпературного эффекта,
по-видимому, обусловлены примесью гидро-
слюдисто-смешаннослойных минералов.
Рис. 10. Дифрактограммы фракции менее 0,001 мм
красноцветных образований
а - до нагревания до 500°С, б - после нагревания
до 500°С
7,2
Гипергенные образования Восточной Африки
421
Рис. 11. Термограммы фракции менее 0,001 мм красноцветных образований
Уганда-обр. 11,226; Кения-обр. 262; Танзания - обр. 61
Следует обратить внимание на отличие дифференциальных кривых нагрева¬
ния каолинита из древней (домиоценовой) коры выветривания и несовершенного
каолинита и метагаллуазита из красноцветных образований. Кривые каолини¬
та из древней коры отличаются более высокой температурой экзотермического
эффекта (около 1000°) и отсутствием сильного эндотермического эффекта при
температуре 120-130°. Отличие кривых нагревания каолинита из древней коры и
глинистых минералов из красноцветной толщи хороша видно на рисунке 12.
Характерной особенностью дифференциальных кривых нагревания фракции
менее микрона у красноцветных образований Восточной Африки является пов¬
семестно выраженное экзотермическое поднятие кривых около 300-375°. Это
отчасти связано с примесью почвенного органического вещества, но главным
образом - с присутствием аморфной, нераскристаплизованной окиси железа.
В соответствии с данными Дж. Калпа и А. Трейтса [Kulp, Trites, 1951, темпера¬
тура этого экзотермического эффекта указывает, что выпадение окислов железа
осуществлялось в слабокислой среде с величиной pH около 5,5. Содержание ок-
ристаллизованных минералов типа гётита, диагностируемых эндотермическим
422
Гипергенные образования Восточной Африки
Рис. 12. Сопоставление термограмм фракции менее 0,001 мм каолинового горизонта древней
коры выветривания (обр. 59 и 225) и перекрывающих красноцветных отложений (обр. 61 и 226) из
одного разреза
Обр. 225, 226 - останец к западу от г. Мбарара, Уганда; обр. 59, 61 - горст плато Мбулу,
Танзания
эффектом при 330-340°, в разных образцах неодинаковое. Наибольшее содержа¬
ние кристаллических форм окиси железа связано с красноцветными образовани¬
ями, развитыми на площади распространения кайнозойских лав (см. рис. 11, обр.
263).
Преобладание глинистых минералов, железистых аллофаноидов и минералов
группы гидроокислов железа сказывается на высоком содержании алюминия и
железа в тонкодисперсной части красноцветных отложений (табл. 9). Следова¬
тельно, уровень содержания алюминия обусловлен количеством тонкодисперс¬
ной фракции. Необходимо отметить, что высокое содержание А1203 (до 35-38%)
в красноцветных отложениях Восточной Африки не связано с концентрацией
минералов свободного глинозема, а является результатом накопления глинистых
минералов и отчасти аллофаноидов. Этот вывод имеет важное значение для оцен¬
ки бокситоносности красноцветов Восточной Африки.
Для выяснения количественного содержания форм различной подвижности
железа, алюминия и кремния проведена экспериментальная работа, заключаю¬
щаяся в сравнительном определении этих химических элементов в разных экс-
Гипергенные образования Восточной Африки
423
Таблица 9
Химический состав фракции < 0,001 мм красноцветных отложений Уганды,
в % от веса абс. сухого вещества (аналитик Л.В. Алсщукин)
Номер и место
отбора образца
Si02
А|2°3
Fe20,
MgO
CaO
К20
Na20
н2о+
Сумма
11, район
г Энтебе, Уганда
34,10
34,20
18,60
0,83
0,13
0,20
0,68
12,25
100,99
226, к западу от
г. Мбарары, Уганда
33,60
33,80
16,30
0,67
0,10
0,76
1,97
13,64
100,84
тракциях из распространенных типов красноцветных образований. Результаты
приведены в таблице 10. Как следует из полученных данных, для красноцветных
образований характерно очень высокое содержание подвижного железа, обычно
составляющее около трети и иногда достигающее почти половины общего коли¬
чества этого элемента в образце (обр. 15). В то же время содержание подвижной)
Таблица 10
Содержание форм различной подвижности железа, алюминия и кремния в красноцветных
покровных образованиях Восточной Африки, в % от веса абс. сухого вещества
Валовое
содер¬
жание
Экстракция
Номер и место
отбора образца
Компонент
по методу
Тюрина
по методу
Мира и
Джексона
5%-я
HCI
50%-й
NaOH
Красноцветы на кристаллических породах докембрия, Уганда
7, г. Энтеббе
Fe20,
20,20
2,14
5,36
7,15
0,19
AI2°J
24,20
0,48
-
1,42
6,03
Si02
42,60
0,30
-
0,94
7,30
13, к северо-
Fe20,
12,90
2,79
6,44
He onp.
0,17
востоку от г.
ai203
20,00
0,29
-
He onp.
5,35
Энтеббе
Si02
51,20
He onp.
-
He onp.
7,75
14, между
Fe2Oj
15,00
2,40
6,80
He onp.
0,25
Кампалой и
ai2o3
23,80
0,35
-
He onp.
3,35
Энтеббе
Si02
46,60
He onp.
-
He onp.
He onp.
15, Кампала
Fc203
11,70
2,31
5,32
He onp.
0,19
ai2o3
24,40
0,37
-
He onp.
4,02
Si02
46,00
He onp.
-
He onp
He onp.
Красноцветы на кайнозойских вулканитах, Танзания
17, южная
Fe203
14,20
3,43
5,32
Не onp.
0,15
часть
а>2<>,
36,20
0,25
-
Не onp.
4,02
основания
Килиманджаро
Si02
33,20
Не onp.
-
Не onp.
Не onp.
424
Гипергенные образования Восточной Африки
алюминия небольшое. Постоянное присутствие в вытяжке Тамма и даже в экс¬
тракции 50%-го раствора NaOH кремнезема в количестве, близком к количеству
алюминия, позволяет предполагать, что алюминий, переходящий в раствор, на¬
ходится не в виде минералов свободного глинозема, а преимущественно входит
в состав аллофаноидов.
В характеристике красноцветных отложений особый интерес представляет
выяснение природы их окраски. Изучение шлифов с ненарушенной, структурой
и гранулометрических фракций показало, что яркий красный цвет обусловлен не
рассеянными скоплениями гидроокиси железа, а тонкодисперсным веществом в
целом. Обнаружено, что 5%-ая соляная кислота и вытяжка Тамма полностью не
снимают красный цвет, который исчезает только после обработки материала по
методу Мира-Джексона [Mehra, Jackson, 1960].
В процессе снятия красной окраски происходит определенное изменение
кристаллооптических свойств тонкодисперсной части покровных отложений.
Величийа светопреломления красноцветного глинистого вещества обычно равна
1,595-1,615. Это типично для отложений, залегающих на площади распростра¬
нения гнейсов и других кварцсодержащих кристаллических пород. На площади
распространения основных и щелочных вулканических пород отмечаются более
высокие значения светопреломления - от 1,620 до 1,650 и даже в отдельных скоп¬
лениях до 1,660-1,670. Эти величины светопреломления сильно превышают све¬
топреломление глинистых минералов, но значительно ниже светопреломления
минералов группы гидроокислов железа.
После обработки материала по вышеуказанному методу и полного удаления
красного цвета светопреломление тонкодисперсных частиц снижается до 1,545—
1,550. Предполагают, что вытяжка по методу Мира-Джексона полностью экстра¬
гирует окись железа, находящуюся в некристаллическом состоянии [Горбунов,
1963]. Результаты проведенных экспериментов позволяют предположить, что вы¬
сокое светопреломление тонкодисперсных частиц в красноцветах Африки обус¬
ловлено окисью железа, прочно сорбированной на поверхности этих частиц. В
случае избытка трехвалентного железа образуются тонкие пленки гидроокислов,
способствующие образованию чрезвычайно устойчивых микроагрегатов, кото¬
рые не разрушаются при гранулометрическом анализе. Это нередко имеет место
в покровных красноцветных отложениях на неогеновых лавах.
Таким образом, характерной особенностью красноцветных отложений как ги¬
пергенных образований является наличие подвижных форм железа.
Для изучения подвижных форм железа и алюминия целесообразно приме¬
нять параллельные вытяжки по методу Тамма и Мира-Джексона. Первая из них
частично растворяет аморфную гидроокись железа и разрушает аллофаноиды.
Вторая полностью извлекает наиболее подвижные формы железа. Результаты
статистической обработки полученных данных приведены в таблице 11. Из этой
таблицы следует, что содержание подвижных форм железа в красноцветных от¬
ложениях Восточной Африки составляет 3-6%(примерно одинаково в разных
Гипергенные образования Восточной Африки
425
Таблица И
Содержание подвижных форм железа и алюминия в красноцветных покровных
отложениях Восточной Африки, в % от веса абс. сухого вещества
Вытяжка Мира-
Вытяжка Тамма
Регион
Число
д
жексона,
FeA
А1,0,
анализов
М
а
V,
%
м
о
V,
%
м
о
V,
%
Уганда
30
4,3
1,4
32
0,8
0,6
84
0,4
0,3
70
Танзания
19
4,2
1,5
37
1,0
0,9
86
0,6
0,1
17
Кения
12
4,5
1,9
41
1,0
0,7
69
0,9
0,2
24
Восточная Африка в целом
На кристаллических
породах
52
4,0
1,7
43
0,7
0,6
80
0,5
0,3
66
На кайнозойских
лавах
9
6,0
1,7
30
»,7
1,0
58
1,1
0,6
55
странах). Подвижные формы железа содержатся в заметно большем количест¬
ве в красноцветах, залегающих на кайнозойских вулканических породах, чем в
аналогичных отложениях, покрывающих породы кристаллического основания
или древнюю кору выветривания. Принципиально такая же закономерность об¬
наруживается для подвижных форм алюминия: в красноцветах на вулканических
покровах их в два раза больше, чем в красноцветных отложениях на кристалли¬
ческих породах докембрия и на древней коре выветривания.
Важные сведения для выяснения геохимии и генезиса красноцветных обра¬
зований получены при изучении рассеянных химических элементов. Как следу¬
ет из этих данных, величины среднего содержания ряда рассеянных химических
элементов в красноцветах значительно больше, чем в продуктах древнего (дерх-
немезозойско-палеогенового) выветривания. Это относится к титану, цирконию,
ванадию, цинку, ниобию, молибдену, марганцу, отчасти - к никелю, кобальту, бе¬
риллию, стронцию и барию. Совершенно отчетливое превышение содержания
перечисленных химических элементов в красноцветном комплексе проявляется
не только по отношению к содержанию этих элементов в верхнем (каолинито-
вом) горизонте древней коры и в продуктах его преобразования, но и при срав¬
нении с содержанием рассеянных элементов с нижней частью профиля древней
коры. Таким образом, совершенно очевидно, что вся ландшафтно-геохимическая
ситуация формирования красноцветного комплекса отличалась от геохимических
условий образования верхнемезозойско-палеогеновой коры выветривания.
Изучение распределения содержания отдельных рассеянных элементов в
красноцветных образованиях позволяет заключить, что микроэлементный состав
красноцветов, возникших за счет гипергенного преобразования кристаллических
пород докембрия, с одной стороны, и кайнозойских вулканитов - с другой, неоди¬
наков. Сопоставление вариационных кривых содержания рассеянных элементов
426
Гипергенные образования Восточной Африки
Рис. 13. Вариационные кривые распределения
некоторых рассеянных химических элементов в
красноцветных образованиях на кайнозойских лавах
(/) и докембрийских кристаллических породах (2)
(рис. 13) показывает, что некоторые хими¬
ческие элементы (например, медь и вана¬
дий) имеют близкий уровень содержания
и однотипное распределение в красно¬
цветных образованиях, залегающих как
на докембрийских кристаллических, так и
на кайнозойских вулканических породах.
Среднее содержание и распределение дру¬
гих элементов (например, ниобия и цирко¬
ния) в первом и во втором случаях заметно
различается.
В таблицах 12 и 13 приведены ста¬
тистические данные о содержании рас¬
сеянных химических элементов в разных
типах красноцветных образований Вос¬
точной Африки: в красноцветном элювии
кристаллических и вулканических пород,
а также в переотложенных продуктах крас-
^ , , - ноцветного выветривания. Хорошо видно,
Содержание элемента. % что красноцветныи элювии вулканитов
1 2 отличается более высоким уровнем содер¬
жания ряда химических элементов. Так,
содержание марганца в красноцветном элювии вулканитов на порядок больше,
чем в аналогичных образованиях на метаморфических породах. В красноцветном
элювии вулканических пород также значительно больше ванадия, цинка, молиб¬
дена, бериллия, ниобия, циркония, стронция и бария. Только хром и, возможно,
никель и кобальт содержатся в большем количестве в красноцветном элювии
кристаллических пород. Эти же соотношения в общем выдерживаются и в пере¬
отложенных продуктах красноцветного выветривания, хотя при переотложении
происходит частичное выравнивание уровней содержания отдельных элементов.
Например, никель и кобальт в переотложенных красноцветных образованиях, за¬
легающих на площади распространения докембрийских метаморфических пород
и в районах кайнозойских вулканических покровов, содержатся примерно в рав¬
ных количествах, в то время как содержания этих же элементов в красноцветном
элювии кристаллических и вулканических пород различны.
Отмеченная тенденция к выравниванию уровней содержания рассеянных эле¬
ментов в переотложенных продуктах красноцветного выветривания и упоминав-
Гипергенные образования Восточной Африки
427
Таблица 12
Содержание рассеянных химических элементов в красноцветных образованиях на
кристаллических породах докембрия, в Ы(И%
s
X
Красноцветный
элювий
Переотложенные красноцветные продукты выветривания
1
fr
о
Уганда и Танзания,
п=12
Уганда,
п=62
Танзания,
п=30
общее для Уганды
и Танзании,
п=92
X
4)
3
g
о
X
*
5
V
V
М
V,
М
V,
Ё
g
CO
>*
tr
М
а
%
М
а
f >
%
а
%
о
%
Ti
1
455,0
375,0
82
907,0
336,0
37
575,0
260,0
45
741,0
336,0
45
Мп
0,1
132,0
54,0
41
100,7
60,0
60
39,0
19,0
50
72,0
55,0
76
V
0,2
15,8
6,7
43
19,5
8,4
48
14,0
3,0
21
16,8
7,6
45
Сг
1
30,8
26,5
86
15,9
55,0
35
22,40
7,0
31
19,2
8,1
43
Ni
1
10,2
4,5
45
7,0
3,6
51
7,2
4,8
66
7,0
3,2
46
Со
1
4,1
2,6
63
3,2
2,4
75
3,0
1,7
56
3,1
2,1
70
Си
0,1
4,5
2,7
60
5,5
2,4
44
3,0
3,0
100
4,3
2,2
56
РЬ
1
1,9
0,9
48
2,3
0,8
35
2,0
1,0
50
2,1
0,7
33
Zn
5
10,2
6,7
66
9,6
5,5
57
10,4
4,0
38
10,0
4,9
49
Мо
0,1
0,3
0,3
100
0,8
0,3
38
0,4
0,3
75
0,6
0,3
50
Be
0,1
0,4
0,3
75
0,3
0,1
33
0,1
0,1
100
0,2
0,1
50
Sc
0,5
2,0
0,8
40
1,6
0,4
25
1,7
0,5
30
1,6
0,4
25
Y
1
4,1
1,6
40
4,5
2,5
56
3,0
1,7
56
4,4
2,4
5
La
2
2,0
-
-
4,9
3,6
74
3,5
1,5
43
4,2
3,6
86
Nb
1
2,0
0,6
30
6,2
3,6
58
2,1
1,0
50
4,2
2,1
50
Zr
2
12,3
6,7
54
31,0
7,0
23
18,8
12,0
64
24,9
12,8
51
Ga
0,1
2,4
0,6
25
2,2
0,2
9
2,3
1,0
44
2,2
0,5
22
Sr
5
35,0
13,5
40
13,0Ф
3,0
23
18,8
4,0
37
15,9Ф
6,1
32
Ba
2
39,0
29,0
74
14,5
9,6
66
27,0
17,0
63
20,7
14,0
67
шийся выше факт интегрирования различий минералогического состава корен¬
ных пород в песчано-алевритовой части красноцветных покровных отложений,
по-видимому, обусловлены одной и той же причиной: энергичной денудацией
и многократным перемешиванием тонкого материала в процессе формирования
красноцветных покровов. Интересно отметить, что случаи нахождения значи¬
тельного количества вулканического стекла в красноцветных отложениях, распо¬
ложенных на значительном расстоянии от центров вулканической деятельности,
свидетельствуют об их эоловом переносе. Возможно, что атмосферная миграция
наиболее тонкодисперсных компонентов красноцветных отложений служила су¬
щественным фактором выравнивания уровней содержания макро- и микроэле¬
ментов в переотложенных красноцветных образованиях. Это тем более вероятно,
Таблица 13
Содержание рассеянных химических элементов в красноцветных образованиях на вулканических породах кайнозоя, в 1-10~3%
Красноцветный
элювий
Переотложенные красноцветные продукты выветривания
Ё
1)
>4
g -
1 *
5 g
Кения и Танзания,
п=28
Кения,
п=20
Танзания,
п=8
общее для Кении и
Танзании,
п=28
1)
Ё §
Г)
£ S-
8 §
T
М
а
V,
%
М
а
V,
%
М
а
V,%
М
а
V,
%
Ti
1
2355,0
2216,0
95
1291,0
363,0
28
1800,0
718,0
39
1545,0
363,0
24
Мп
0,1
427,0
177,0
41
247,0
130,0
53
235,0
55,0
23
241,0
129,0
53
V
0,2
40,5
36,0
89
19,5
11,0
56
15,2
5,5
36
17,3
10,0
50
Сг
1
9,0
5,2
58
6,2
4,5
72
10,0
2,4
24
8,1
5,4
66
Ni
1
5,8
3,6
62
12,1
3,6
30
4,1
Г,4
34
8,1
5,0
62
Со
1
3,2
1,8
56
4,3
5,4
125
2,5
2,6
24
3,4
1,8
53
Си
0,1
6,6
2,2
33
3,6
1,9
53
3,1
2,6
83
3,4
1,9
56
РЬ
1
2,8
0,9
32
2,4
1,1
45
2,3
1,6
70
2,4
1,1
42
Zn
5
22,0
и,о
50
28,0
12,0
43
22,0
5,5
25
26,0
13,5
52
Мо
0,1
0,9
0,5
56
1,0
0,4
40
0,8
0,4
50
0,9
0,3
33
Be
0,1
1,6
1,4
88
2,4
U
46
2,2
1,7
79
2,3
1,1
50
Sc
0,5
2,0
1,1
55
2,4
1,1
46
1,8
1,1
61
2,1
1,1
52
Y
1
6,2
5,3
86
12,0
4,5
37
15,0
3,0
20
13,5
4,5
33
La
2
8,8
5,4
62
16,0
5,5
34
14,0
6,7
47
15,0
4,5
30
Nb
1
21,0
11,0
52
16,7
6,0
36
34,0
13,5
40
25,3
11,0
47
Zr
2
84,0
54,0
52
126,0
54,0
43
54,0
13,0
24
90,0
81,0
90
Ga
0,1
2,5
1,1
44
3,1
0,9
30
2,4
0,6
25
2,8
1,4
50
Sr
5
77,0'
34,0
44
7,9’
5,6
70
29,7
29,5
100
18,8’
22,0
116
Ba
2
81,0
59,0
73
18,9
8,2
43
53,0
13,0
25
35,9
22,1
61
428 Гипергенные образования Восточной Африки
Гипергенные образования Восточной Африки
429
что, как нам удалось установить, в тонкодисперсной массе красноцветных обра¬
зований концентрируются многие химические элементы, хотя и не в такой сте¬
пени, как в “тяжелой” фракции (табл. 14). Несомненно, что высокое содержание
некоторых рассеянных элементов в красноцветах и в их тонкодисперсной массе
связано с аккумуляцией окисного железа.
Результаты проведенных исследований позволяют высказать некоторые сооб¬
ражения о генезисе красноцветных покровных отложений.
Красноцветы Восточной Африки несомненно являются продуктом выветри-
пания. В пользу этого говорят особенности их вещественного состава, в котором
сначительную часть составляют гипергенные образования, а из гипогенных ми¬
нералов присутствуют наиболее устойчивые. В то же время, залегание красно¬
цветной толщи на породах разного минералогического состава, в ряде случаев
Таблица 14
Содержание рассеянных химических элементов в тонкодисперсной массе и тяжелой
фракции красноцветных отложений Уганды, в М0'э%
Элемент
Чувствительность
определения
Фракция 0,001 мм,
n=28
Тяжелая фракция,
п=6
М
а
v,%
М
а
v,%
Ti
1
420,0
77,0
18
6233,0
1300,0
21
Мп
0,1
27,0
17,0
63
31,5
13,5
43
V
0,2
22,0
8,0
36
115,0
67,5
58
Сг
1
23,7
17,0
59
53,0
13,0
25
Ni
1
10,0
4,0
40
7,1
2,9
41
Со
1
2,1
0,9
43
1,8
0,9
50
Си
0,1
13,1
3,6
27
53,0
13,0
25
РЬ
1
4,6
3,4
74
3,0
1,4
46
Zn
5
16,0
3,0
19
40,0
8,0
20
Мо
0,1
2,0
1,7
85
1,5
0,3
20
Be
0,1
0,2
0,2
100
0,3
0,2
67
Sc
0,5
2,5
0,8
32
1,8
0,7
39
Y
1
4,0*
2,6
65
58,0*
13,0
23
La
2
3,8*
2,7
71
16,0
3,0
19
Nb
1
8,0
2,9
36
12,0
7,1
59
Zr
2
35,0
9,0
26
1060,0
810,0
76
Ga
0,1
2,7
1,0
37
16,0
3,0
19
Sr
5
9,7*
3,6
37
-
-
-
Ba
2
15,5
8,0
51
ц*о
6,0
43
430
Гипергенные образования Восточной Африки
наличие четкой границы между красноцветным покровом и подстилающими по¬
родами, иногда ясные признаки слоистости, следы вмывания красноцветного ма¬
териала- все это убеждает нас в том, что красноцветная толща - не генетический
горизонт профиля выветривания, а особое гипергенное образование.
Указанная толща представляет собой трехкомпонентную систему. Каждый
из компонентов отличается величиной частиц и особым минералогическим со¬
ставом. Частицы величиной более 1 мм представлены обломками пород данного
участка. Мелкообломочный материал претерпел относительно протяженное пе¬
ремещение и многократное переотпожение, в силу чего отражает обобщенные
особенности состава коренных пород данного района. Особую роль играют тон¬
кодисперсные компоненты. В одних случаях они являются продуктом вывет¬
ривания местных пород, в других испытали довольно протяженную миграцию.
Тонкодисперсная масса красноцветов на площади кайнозойских вулканитов от¬
личается от аналогичных образований на кристаллических породах и на древней
коре большим содержанием подвижных форм железа и алюминия, а также более
высоким содержанием ряда рассеянных химических элементов и некоторыми
другими особенностями состава.
Таким образом, красноцветные покровные отложения Восточной Африки
-сложное и разнородное гипергенное образование. Б.Б. Полынов [1935] сформу¬
лировал положение об особом типе коры выветривания - переотложенной коре
выветривания. Изученные образования являются ярким примером этой формы.
Возникновение красноцветных покровных отложений приурочено к опреде¬
ленному отрезку геологической истории Восточной Африки. В конце палеогена
- начале неогена характер гипергенных процессов изменился, и основное значе¬
ние стали приобретать не автоморфные коры с мощным, хорошо проработанным
профилем, как это имело место на протяжении верхнего мезозоя - палеогена,
а переотложенные продукты выветривания. Красноцветный элювий энергично
денудировапся, четко дифференцированный профиль не успевал формироваться.
Поэтому элювиальный материал имеет очень небольшую мощность, сохранился
в виде затёков по трещинам, между скорлуповатых шаровых отдельностей вывет¬
ривания на лавах и т.д.
Изменение характера гипергенных процессов, по-видимому, обусловлено как
глубоким изменением биоклиматических условий, так и активизировавшейся
тектонической деятельностью, связанной с общим воздыманием Восточно-Аф¬
риканского свода, рифтообразовательными процессами и дифференциальными
движениями отдельных блоков. В результате процессы спокойной и медленной
пенепланации, сопровождавшие формирование мощной каолиновой коры вывет¬
ривания, сменились энергичной денудацией по типу педипланации, а переотло¬
женные красноцветные образования сложного состава постепенно плащеобразно
покрыли огромное пространство.
Основная часть красноцветных продуктов выветривании была сформирована
на протяжении неогена и раннего плейстоцена. Поверхность неогеновых и ниж¬
Гипергенные образования Восточной Африки
431
нечетвертичных лав Кении и Северной Танзании покрыта красноцветным элю¬
вием и продуктами его переотложения. В то же время более молодые излияния
совершенно не затронуты красноцветным выветриванием. Это можно наблюдать
в вулканическом районе Мухавура- Сабинио, на границе Республики Заир, Руан¬
ды и Уганды и в некоторых других районах Восточной Африки.
Соотношение древних вулканических покровов, поверхность которых под¬
верглась выветриванию с образованием красноцветных продуктов гипергенеза,
и более молодых лав с поверхностью, не затронутой гипергенным преобразова¬
нием, совершенно четко проявляется восточнее вулканического массива Кения.
В этом районе (рис. 14) эродированная поверхность древней коры выветривания
покрыта вулканической серией кенитов (щелочных трахитов и фонолитов) плио¬
ценового возраста [Schoeman, 1951]. Вулканическая толща несет красноцветный
покров, сформированный в процессе верхнеплиоценовой пенипланации. В эту
поверхность были врезаны долины небольших рек бассейна р. Таны. Плейстоце¬
новые лавы вулканической серии Нъямбени (оливиновые базальты), распростра¬
нявшиеся по эрозионной сети, перекрывают красноцветные отложения, а сами
совершенно не затронуты процессом красноцветного выветривания.
Рис. 14. Положение продуктов выветривания на юго-восточной периферии вулканического
массива Кения
1 - породы кристаллического основания; 2 - каолиновая кора выветривания; 3 - фонолитовые
лавы Кении (кениты); 4 - базальты ньямбени; 5 - красноцветные покровные отложения; 6 - предпо¬
лагаемое положение приподнятой поверхности предмиоценового пенеплена под лавами Кении
Таким образом, в конце плиоцена-начале плейстоцена четко обозначилось
сокращение ареала образования красноцветных продуктов выветривания. Со¬
кращение площади распространения красноцветных образований является след¬
ствием нарушения условии неогенового гипергенеза. Этот вопрос будет рассмот¬
рен ниже.
ЛАТЕРИТНЫЕ ПАНЦИРИ
Так как термин “латерит” трактуется разными авторами весьма различно,
иногда во взаимоисключающем смысле, его употребление в настоящее время
представляет большое неудобство. В силу этого мы используем термин “лате-
ритный панцирь”, что соответствует понятию “Lateritic duricrust” в английской
432
Гипергенные образования Восточной Африки
терминологии, “cuirasse” - во французской и “Savanneneisenstein” и “Eisenkruste”
- в немецкой.
Латеритные панцири представляют собой прочные образования, пластооб¬
разно покрывающие ровные или очень слабо наклоненные поверхности. Тем¬
но-бурый или красновато-бурый цвет панцирей обусловлен значительным со¬
держанием в них минералов группы окислов и гидроокислов железа. Останцы
денудационных поверхностей, несущие латеритный панцирь, весьма типичны
для территории Африки к югу от Сахары. Они встречаются во многих районах
Восточной Африки. Особенно широко распространены латеритные панцири на
площади Уганды и в северо-западной части Танзании.
Упоминание об этих оригинальных образованиях содержится в обширной
литературе, посвященной вопросам геологии, геоморфологии и почвоведения
Африки. Повышенный интерес к лагеритным панцирям обусловлен главным об¬
разом следующими двумя проблемами: во-первых, поисками бокситов и, во-вто¬
рых, изучением денудационных поверхностей Африки. Последнее обстоятельс¬
тво связано с тем, что панцири, по выражению Л. Кинга, “удостоверяют сохран¬
ность древних выровненных поверхностей” [Кинг, 1967[.
Изучение латеритных панцирей в Восточной Африке проводилось преиму¬
щественно в Уганде. Исследования в связи с оценкой перспектив бокситоносно-
сти были предприняты лишь однажды [Du Bois, Jeffery, 1955], но результаты гео¬
морфологического изучения панцирей изложены в многочисленных публикациях
[McConnel, 1955; Pallister, 1954, 1959; Hepworth, 1962; Trendall, 1962; De Swardt,
1964; Bishop, 1965; Doomkamp, Temple, 1966; Temple, 1967; Bishop, Trendall, 1967;
McFarlane, 1969, 1971]. Естественно, что в этих работах преимущественное вни¬
мание уделено изучению условий залегания латеритных панцирей и в значитель¬
но меньшей мере - характеристике их вещественного состава. Так как панцири
расположены на плоских вершинах останцовых возвышенностей, у геологов, ра¬
ботавших в Уганде, сложилось мнение, что они намечают положение определен¬
ной денудационной поверхности. Дальнейшие детальные геоморфологические
исследования позволили обнаружить, что абсолютная высота отдельных остан¬
цовых плато, бронированных латеритами, сильно варьирует, а панцири залегают
не только на совершенно ровной поверхности, но и на склонах до 10° [Trendall,
1962]. А. де Свардт [De Swardt, 1964], изучивший латеритные панцири в Замбии,
Уганде и Нигерии, высказал мнение, что существует два главных уровня панци¬
рей. Наиболее древний приурочен к плоским вершинам останцов. Более молодой
сложен твердыми обломками древнего. Эти обломки частично переработаны и
более или менее сцементированы. Тезис о двух уровнях латеритных панцирей
хорошо увязывался с представлениями о двух уровнях рельефа [Doomkamp,
Temple, 1966]. Очень обстоятельное изучение латеритных панцирей провела
М. Мак-Фарлан [McFarlane, 1969, 1971] в одном из районов северного побережья
оз. Виктория. Этим автором было установлено, что панцири располагаются на
серии поверхностей, различающихся гипсометрическим положением. Поэтому
Гипергенные образования Восточной Африки
433
не подтвердилась приуроченность латеритных панцирей не только к одной по¬
верхности, но и к двум - так называемым верхнему и нижнему уровням.
Проведенные нами наблюдения позволяют согласиться с этим выводом. Ла-
теритные панцири не образуют выдержанной системы, одинаковой для разных
районов. В районе северного побережья оз. Виктория можно видеть, что они за¬
легают во всем диапазоне высот: от плоских вершин останцовых массивов до
берега оз. Виктория. По-видимому, на этой территории имеется не единая по¬
верхность Буганда, а целая серия поверхностей, несущих мощные покровы лате¬
ритов. Широкие террасы - ступени, покрытые панцирями, хорошо видны меж¬
ду городами Кампалой и Джинджой. В северных районах Танзании и соседних
районах Уганды, разделенных долиной р. Кагера, четко проявляются два главных
уровня латеритных панцирей, но наряду с ними отмечаются остатки и других
панцирей (рис. 15). Их расположение в нижнем течении р. Виктория-Нил показа¬
но ранее, на рисунке 4.
Гипсометрическое положение панцирей в разных районах неодинаково. На¬
пример, на северной периферии оз. Виктория их можно встретить на высотах от
1300-1350 до 1140 м, то есть немногим выше уровня озера. К югу от оз. Кьога
панцири залегают на высоте 1060-1070 м, в районе водопада Мерчисон - 760-
780 м. Обычно они располагаются на денудационных поверхностях, но иногда
встречаются на аккумулятивных террасах. Автор обнаружил панцирь мощно¬
стью около 2 м на второй 10-15-метровой террасе р. Кагера, к восток от поселка
Кикагати (Уганда).
Наличие многих уровней латеритов, на первый взгляд, входит в противоречие
с представлениями о циклах денудации. Если нет единой поверхности Буганда,
то нет основания говорить о предмиоценовой поверхности выравнивания. По¬
пыткой снять это противоречие является гипотеза формирования “кажущегося
пенеплена” [Trendall, 1962], то есть понижения древней поверхности не за счет
Рис. 15. Расположение латеритных панцирей в бассейне р. Кагера
Поперечные профили: / - в районе Кикагати - Нзонгези; II - к югу от Кияка. / - сланцы,
филлиты, кварциты системы карагве-анколе; 2 - латеритный панцирь; 3 - аллювиальные и озерные
отложения
434
Гипергенные образования Восточной Африки
денудации, а путем “подповерхностного” (“sub-surface”) растворения минералов
и выноса химических элементов, в первую очередь кремния, из пород, слагаю¬
щих останцы. Железо при этом играет роль трудноподвижного элемента и накап¬
ливается в виде панцирей одновременно с понижением поверхности.
Однако геологические данные показали несостоятельность этой гипотезы.
Для выноса кремния и концентрации железа из докембрийских кварцитов север¬
ного побережья оз. Виктория потребовалось бы разрушение нереально мощной
толщи пород. По-видимому, объяснить залегание железистых панцирей на по¬
добных породах невозможно без допущения латеральной миграции железа.
Дополнительные трудности при интерпретации роли панцирей в формиро¬
вании рельефа связаны с неопределенностью их генезиса. Как справедливо ука¬
зывает Л. Кинг [1967], если панцири располагаются на древнем уровне рельефа,
то они являются древними, рели1сговыми образованиями, несмотря на их повер¬
хностное положение. Однако среди почвоведов и специалистов в области вы¬
ветривания распространено представление о том, что латеритные панцири - ре¬
зультат совсем молодых и даже современных процессов. Все эти вопросы можно
разрешить только посредством изучения морфологии и вещественного состава
панцирей. Для понимания их генезиса весьма важно отметить, что они залегают
на самых различных геологических образованиях, например, довольно часто - на
кристаллических породах докембрия и их древней коре выветривания, в той или
иной степени сохранившейся от денудации.
Соотношения латеритных панцирей и древней каолиновой коры выветрива¬
ния четко выявляются в районе Энтеббе, в Уганде. Между Старым Энтеббе и тер¬
риторией аэропорта сохранились остатки террасы, возвышающейся на 5-8 м над
уровнем оз. Ви1сгория и полосой пляжа. Поверхность террасы покрыта мощным
панцирем, который сложен сцементированными окатанными обломками более
древнего панциря и галькой жильного кварца и кварцитов. В панцире среди раз¬
нообразных конкреций присутствуют трубчатые формы. Мощность наружной,
очень плотной части панциря колеблется от 0,5 до 2 м. Книзу монолитность пан¬
циря убывает, панцирь распадается на ряд уплотненных участков, разделенных
гравелистым плохо сортированным суглинком. Местами заметна грубая слоис¬
тость окатанных обломков. Суммарная мощность панциря - 6,0 м.
Нижняя (рыхлая) часть панциря без резкой границы залегает на древней коре
выветривания. Ее верхняя часть денудирована, и панцирь располагается на пе¬
реходном (гидрослюдистом) горизонте. Этот горизонт окрашен в фиолетовый и
оранжевый цвета и полностью сохраняет реликты исходной породы - слюдисто¬
кварцевых сланцев. Амплитуда высот района Энтеббе - около 150 м. Самая вы¬
сокая часть Энтеббе - плосковершинный останец Нзамизи-Хилл - несет мощный
латеритный панцирь. Под ним древняя кора сохранилась значительно лучше, чем
на прибрежной террасе. По данным бурения [McFarlane, 1969], мощность вывет¬
ренной толщи коренных пород составляет около 25 м, причем строение этой тол¬
щи типично для мощного профиля древней коры: вверху располагается горизонт
Гипергенные образования Восточной Африки
435
каолинита, ниже - переходная зона, обогащенная минералами типа гидрослюд. В
ряде мест, где древняя кора нацело смыта, можно видеть залегание латеритных
панцирей на кристаллических породах докембрийского фундамента. Это встре¬
чается не только в пределах Восточной Африки, но и южнее, на территории Зам¬
бии [De Swardt, 1964]. К югу от национального парка Микуми (Танзания) автор
наблюдал залегание маломощного латеритного панциря на денудированной по¬
верхности невыветренных отложений системы Карру.
Таким образом, представление о том, что панцирь является верхним горизон¬
том мощной коры выветривания и обязательно расположен над каолинитовым
горизонтом (так называемой бесцветной зоной), не соответствует действитель¬
ности. Установленные факты позволяют утверждать, что латеритные панцири
могут залегать на самых различных породах и генетически не связаны с древней
каолиновой корой выветривания.
Строение латеритных панцирей разнообразно. Наиболее массивные из них об¬
ладают шлаковидной текстурой, темным, почти черным цветом с охристыми или
красными мучнистыми налетами в пустотах. Весьма распространены панцири,
состоящие из окатанных обломков более древних панцирей и кварца, сцементи¬
рованных гидроокислами железа. Часто обширные площади покрыты мощными,
но слабо сцементированными скоплениями таких окатанных обломков. Подоб¬
ное явление имеет место в бассейне среднего течения р. Кафу. В некоторых мес¬
тах панцири состоят из округлых конкреций (пизолитов). Наконец, встречаются
суглинистые массы, неравномерно пропитанные железистым материалом.
Характерная текстурная особенность латеритных панцирей - трубчатые кон¬
креции. Эти конкреции, впервые описанные К.Д. Глинкой в 1911 г., получили от
В. Оле [ОЫе, 1934] название роренштейнов. В английской литературе [McFar-
lane, 1969] их называют червеобразными (“vermiforms”). Трубчатые конкреции
отмечаются в панцирях не только Уганды, но и других стран Африки. Были вы¬
сказаны предположения о возникновении этих образований в результате деятель¬
ности термитов и даже червей, что было подвергнуто справедливой критике [De
Swardt, 1964]. Как показали наши исследования [Добровольский, 1966], роренш-
тейны возникают вокруг отмерших стеблей и корней растений в гидроморфных
(суб- и супераквальных) ландшафтно-геохимических условиях. Таким образом,
присутствие роренштейнов позволяет предполагать наличие постоянной или ско¬
рее сезонной заболоченности при их формировании. Это предположение хорошо
согласуется с заключением, что вермиформные стяжения возникают на низких
участках в условиях близкого зеркала грунтовых вод [McFarlane, 1969].
Состав панцирей, несомненно, разнороден. Наряду с новообразованным ве¬
ществом в большом количестве присутствуют обломочные компоненты. Среди
них обычно доминирует кварц, переотложенный в процессе перемыва древней
каолиновой коры выветривания. В некоторых районах обнаружены окатанные
обломки местных коренных пород. В районе к западу от г. Букобы (Танзания) в
составе плохо образованных панцирей обнаружены окатанные обломки сравни¬
436
Гипергенные образования Восточной Африки
тельно мягких верхнепротерозойских сланцев серии Букоба. Иногда в латеритах
нижнего уровня заметна грубая слоистость грубообломочных компонентов. Все
это свидетельствует о несомненном участии поверхностных вод в накоплении их
“минерального скелета”.
Чрезвычайно интересны взаимоотношения латеритных панцирей с красно¬
цветными покровами. В ряде случаев можно наблюдать, как панцири залегают
на красноцветных образованиях или, наоборот, как маломощные красноцветные
отложения перекрывают панцири. Однако обычно панцири и красноцветы вза¬
имно сменяют друг друга. При этом в красноцветных отложениях очень часто
встречаются окатанные обломки разрушенных панцирей. Отметим, что такие
окатанные обломки принимались за конкреции. В то же время в панцирях Уган¬
ды мы наблюдали включения красноцветных образований. Эти факты позволя¬
ют предполагать, что формирование красноцветных образований и латеритных
панцирей осуществлялось параллельно, прерываясь неоднократным разрушени¬
ем и переотложением. В результате этого обломки латеритов попадали в состав
красноцветных отложений, а перемытые обломочные компоненты красноцветов
вместе с окатанными обломками разрушенных древних панцирей входили в со¬
став более молодых панцирей.
Гипергенные новообразования окислов железа цементируют обломочные
компоненты панцирей. Как показало изучение прозрачных и полированных шли¬
фов, приготовленных из латеритных панцирей, в новообразованной массе преоб¬
ладают скрытокристаллические формы гидрогематита и гидрогётита. В меньшем
количестве присутствуют аллофаноиды и эренвертит. Новообразования гиббсита
очень редки. Многочисленные дифференциальные кривые нагревания панцирей,
полученные М. Мак-Фарлан [McFarlane, 1969], показали однотипную картину:
энергичный эндотермический эффект около 360°, обусловленный значительным
количеством гётита, очень сильный суммарный эндотермический эффект около
600°, связанный со значительной примесью глинистых минералов, и небольшой
эндоэффекг около 100-130° (влияние глинистых минералов и гидрогётита). От¬
сутствие заметного экзотермического эффекта около 300° свидетельствует об
очень небольшом количестве аморфной окиси железа. Новообразования окиси
железа энергично корродируют кварц.
Для микростроения новообразованной массы чрезвычайно характерно широ¬
кое распространение оолитовых, метаколлоидных и других микротекстур, сви¬
детельствующих о гидрогенном происхождении новообразований (рис. 16, 17).
Результаты химических анализов, приведенные в таблице 15, показывают, что ла-
теритные панцири - существенно железистые образования. Содержание железа,
как правило, в 2-4 раза превышает содержание алюминия, при этом отношение
Fe203:Al20j возрастает с увеличением консолидированности панциря. Содержа¬
ние кремнезема в зависимости от количества кварца в составе обломочной части
панциря варьирует в довольно широких пределах, не отражаясь на соотношении
железа и алюминия. Количество связанной воды составляет 8-12%. Содержание
Гипергенные образования Восточной Африки
437
Рис. 16. Горы Кигези, перевал близ Рвабуримбе, Уганда. Полированный шлиф. Увел. 450
Рис. 17. Левобережье р. Виктория-Нил, район водопадов Мерчисон. Полированный шлиф.
Увел. 200
остальных компонентов незначительное. Результаты наших анализов хорошо со¬
гласуются с имеющимися в литературе данными о содержании основных компо¬
нентов химического состава панцирей провинции Буганда (табл. 16).
438
Гипергенные образования Восточной Африт
Таблица 15
Результаты химического анализа латеритных панцирей Восточной Африки,
в % от веса абс. сухого вещества (аналитик Л.В. Алещукин)
Номер и место
отбора образца
Si02
Ре2°3
А'А
СаО
MgO
К20
Н20*
Сумма
1, массивный
панцирь, Олд-
Энтеббе, Уганда
27,85
49,50
11,20
0,13
0,90
0,13
0,52
9,75
99,95
14-а, массивный
панцирь, между
Кампалой и Энтеббе
32,50
38,80
13,70
0,17
1,70
0,64
0,78
10,80
98,39
142, ожелезненный
уплотненный
горизонт, 25 км
к северу от
пос. Бомбо, Уганда
37,00
19,60
29,40
0,15
1,10
0,70
0,46
11,73
100,14
120, маломощный
панцирь (0,1 м), к
югу от пос. Микуми,
Танзания
38,40
38,40
12,70
0,16
1,07
1,55
0,87
8,47
99,62
Массивный панцирь,
пос. Бутити, Уганда
(по данным Отчета
Геологической
службы Уганды за
1950 г.)
56,42
22,30
6,71
Не
опр.
Не
опр.
Сл.
Сл.
12,28
97,71
Благодаря высокому содержанию железа латеритные панцири использовались
коренным населением Африки для кустарной выплавки этого металла. Особенно
богатое содержание железа (до 55-60%) характерно для латеритных панцирей
северного побережья оз. Виктория. Поэтому именно в этом районе задолго до
проникновения европейцев возникли первые центры плавки железа. Как указы¬
вает Дж. Паллистер [Pallister, 1959], на п-ове Кьяггве в ряде мест сохранились
остатки плавильных устройств и шлак. Анализы панцирей, использовавшихся
для выплавления железа, с останцов Сунга-Хилл и Мабале-Хилл приведены в
таблице 16.
Весьма разнородный состав как обломочной, так и новообразованной части
латеритных панцирей показывает, что результаты валового анализа не отража¬
ют разнообразия форм нахождения железа, алюминия и кремния. Для изучения
Гипергенные образования Восточной Африки
439
Таблица 16
Содержание основных компонентов в латеритных панцирях Буганды, в %
Латеритные панцири
Число
образцов
FeA
А|А
Si02
Источник
Массивные вермиформные
6
38,6
24,8
22,0
[McFarlane,
1969]
Разобщенные пизолитовые
3
41,0
23,7
2,9
Уплотненные пизолитовые
11
40,0
23,6
23,4
Панцири верхнего уровня
20
42,7
19,1
Не опр.
[Trendall, 1962]
Панцири нижнего уровня
Нет данных
36,6
21,6
Не опр.
Панцири Кьяггве и Энтеббе
1
15-57
9-29
16-35
Панцири останца Сунг-Хилл
1
37,57
18,99
20,99
Тоже
1
45,61
24,84
22,63
Панцири останца
Мабале-Хилл
1
55,97
8,73
12,27
[Pal lister, 1959]
То же
1
57,11
13,97
14,02
Тоже
1
44,00
21,24
20,20
содержания подвижных форм основных химических элементов была проведена
экспериментальная работа, заключавшаяся в применении системы экстракции
разной интенсивности. Применялись следующие методы:
1. Метод О. Тамма [Tamm, 1934] - экстракция смесью водных растворов ща¬
велевой кислоты и щавелевокислого аммония (pH смеси - 3,2). В соответствии с
рекомендациями Н.И. Горбунова [1963] проводилась трехкратная обработка об¬
разца реактивом Тамма, и результат определялся как сумма содержания железа,
алюминия и кремня в каждой из трех вытяжек.
2. Метод Мира-Джексона [Mehra, Jackson, 1960] - экстракция лимоннокис¬
лым натрием и сульфидом натрия в присутствии бикарбоната натрия в качестве
буфера (рН»7,3).
3. Обработка 5%-й соляной кислотой при пятиминутном кипячении. Подвиж¬
ный кремнезем при кислотных вытяжках определялся обработкой нерастворимо¬
го остатка на фильтре 1%-ным горячим раствором соды.
4. Обработка 50%-ым NaOH.
Обнаружено (табл. 17), что экстракция по методу Мира-Джексона извлекает
из панцирей аморфную гидроокись железа, но не затрагивает аллофаноиды. Экс¬
тракция по методу Тамма разрушает аллофаноиды, что отражается на появлении
в растворе алюминия и кремния, но не полностью разрушает аморфные гидро¬
окислы железа. При обработке 5%-й соляной кислотой начинают разрушаться
наиболее тонкокристаллические участки гидрогематита и гидрогётита. Примене¬
ние 50%-го раствора едкого натра очень слабо влияет на гидроокислы железа, но
вызывает энергичное растворение гидроокислов алюминия и наименее устойчи¬
вых гипергенных силикатов.
В результате проведенных экспериментов установлено, что для изучения под¬
вижных компонентов латеритных панцирей целесообразно применять систему
440
Гипергенные образования Восточной Африки
Таблица 17
Содержание форм различной подвижности железа, алюминия и кремния в латеритных
панцирях Восточной Африки, в % от веса абс. сухого вещества
Экстракция
Номер
образца
Компонент
Валовое
содержание
по методу
Тюрина
по методу
Мира и
Джексона
5%-я
НС1
50%-й
NaOH
1
Fe20J
49,50
1,40
3,20
Не
0,17
А120,
11,20
0,34
опр.
Не
3,35
Si02
27,85
Не опр.
опр.
Не
Не опр.
14-а
Fe203
38,80
1,60
3,86
опр.
Не
опр.
0,11
А120,
13,70
0,40
-
Не
4,70
Si02
32,50
Не опр.
опр.
Не
Не опр.
142
FeA
19,60
1,72
7,30
опр.
Не
опр.
0,14
А|А
29,40
0,57
-
Не
2,01
Si02
37,00
Не опр.
опр.
Не
5,80
120
Fe203
38,40
2,70
2,40
опр.
11,40
0,13
ai2o3
10,70
0,42
-
4,70
7,36
Si02
38,40
0,32ф
-
1,38ф
8,70
Место взятия образца см. в таблице 15.
* Кремнезем определялся обработкой нерастворимого остатка на фильтре 1%-й горячей NajC03.
параллельных экстракций по методам Тамма и Мира - Джексона. Эта система
и была применена для определения подвижных форм железа и алюминия как в
панцирях (табл. 18), так и в красноцветных образованиях (см. табл. 11). Согласно
полученным данным, содержание подвижных форм железа и алюминия в лате¬
ритных панцирях Восточной Африки может быть охарактеризовано следующими
показателями:
Вытяжка Тамма:
Fe203- среднее содержание М=0,5% от веса абс. сухого вещества, квадратич¬
ное отклонение о=0,4%, коэффициент вариации V=80%;
А12Оэ- М = 3,2%; о = 0,18%; V = 56%.
Вытяжка Мира-Джексона:
Fe203- М = 3,12%; о = 1,38%; V = 44,2%.
Таким образом, содержание в панцирях относительно подвижных форм желе¬
за составляет незначительную часть всего сконцентрированного в них окисного
Гипергенные образования Восточной Африт
441
Таблица 18
Подвижные формы железа и алюминия в латеритных панцирях Восточной Африки,
в % от веса абс. сухого вещества (аналитик Л.В. Алещукин)
Экстракция
Номер
образца
Местонахождение образца
по методу
Тамма
по методу
Мира и
Джексона
Fe20J
А1203
Ре209
Уганда
1
Массивный панцирь, район г. Энтеббе
1,40
0,34
3,30
14-а
Массивный панцирь, к югу от Кампалы
1,60
0,40
3,86
142
Ожелезненный горизонт, к северу от пос. Бомбо
1,72
0,57
7,30
153
Эродированный панцирь, к югу от оз. Кьога
0,21
0,27
0,71
157
Массивный панцирь верхнего уровня,
национальный парк Мёрчисон
0,21
0,17
3,30
158
Панцирь нижнего уровня, там же
0,21
0,29
2,29
208
Горы Рубенда, перевал близ Рвабуримбе
0,20
0,27
2,43
211
Панцирь с 15-метровой террасы р. Кагера, к
востоку от Кикагати (верхняя часть)
0,21
0,15
Не опр.
212
То же (нижняя часть)
0,20
0,09
6,00
213
Панцирь с 30-метровой террасы р. Кагера к
Востоку от оз. Нзонгези
0,21
0,15
3,30
231
Массивный панцирь, 50 км к юго-западу от
г. Тороро
0,42
0,76
2,58
Танзания
120
Маломощный панцирь, к югу от Микуми
2,70
0,42
2,43
219
Слабо сцементированный панцирь к западу от
г. Букобы
0,21
0,15
2,72
219
Плотный панцирь, там же
0,17
0,07
2,43
201-а
Массивный панцирь, с цокольной террасы р.
Кагера, к западу от пос. Кияк
0,25
0,26
4,44
221-6
Слабо сцементированный панцирь, там же
0,71
0,54
2,00
Кения
240
Слабо сцементированный панцирь, к востоку от
пос. Бугома
0,38
0,28
2,00
железа. Эти формы, по-видимому, являются аморфными гидроокислами желе¬
за, так как в результате минералогического изучения панцирей установлено, что
основная масса окиси железа в них представлена кристаллическими формами
(гидрогётитом и гидрогематитом).
Этот вывод хорошо согласуется с данными Н.И. Горбунова [1963], показавше¬
го устойчивость кристаллических форм окиси железа к воздействию применяв¬
шихся реактивов.
Если сопоставить среднее содержание железа в латеритных панцирях и в
красноцветных образованиях, то обнаруживается на первый взгляд парадоксапь-
442
Гипергенные образования Восточной Африки
ное положение: в панцирях значительно более высокое содержание железа и в то
же время заметно меньше подвижных форм этого элемента, чем в красноцветных
образованиях. Эта кажущаяся парадоксальность объясняется тем, что в красно-
цветах 20-25% всего количества железа находятся в некристаллической форме,
будучи связанными с тонкодисперсными глинистыми частицами, а в панцирях
подвижные формы железа составляют обычно 5-10% от его общего количества.
Из этого следует важный вывод: если из красноцветных образований при их пе-
реотложении могут мигрировать значительные количества железа, то основная
масса гипергенных новообразований железа в панцирях устойчива к воздействию
внешних условий. По-видимому, этим объясняется хорошая сохранность древних
панцирей и сохранение железа в окатанных обломках эродированных панцирей.
Дополнительные данные для характеристики состава панцирей и выяснения их
генезиса представляют результаты изучения редких и рассеянных химических
элементов (табл. 19).
Таблица 19
Содержание рассеянных химических элементов в латеритных панцирях Восточной Африки,
в М <Н%
н
ГС
<D
8
g *
li
ll
Южная
Танзания,
n=2
Северо-Западная
Танзания,
n=12
Уганда,
n=28
Общее для Уганды и
Северо-Западной
Танзании,
п=40
S Q.
ь В
V,
V,
V,
СО О
M
M
о
%
M
a
%
М
a
%
Ti
1
450,0
658,0
130,0
20
1226,0
350,0
29
1056,0
350,0
34
Мп
0,1
1800,0
44,3
26,5
60
78,0
34,0
4
67,8
30,0
44
V
0,2
18,0
78,6
37,5
48
85,0
54,0
64
83,8
45,0
54
Сг
1
8,3
57,3
37,5
66
53,0
34,0
64
54,3
30,0
55
Ni
1
12,5
9,3
6,7
72
15,9
8,1
50
13,9
7,0
50
Со
1
69,0
1,4
0,3
21
2,0
1,9
95
1,8
1,7
94
Си
0,1
69,0
12,9
6,8
52
10,5
5,4
51
11,4
4,3
37
РЬ
1
58,0
2,4
1,3
50
2,9
1,9
65
2,7
1,7
60
Zn
5
15,0
12,2
5,4
44
18,3
13,5
73
16,5
11,6
70
Мо
0,1
0,7
2,7
1,4
52
1,7
0,5
83
2,0
1,0
50
Be
0,1
0,7
0,3
0,2
66
0,9
0,5
55
0,7
0,4
57
Sc
0,5
1,5
1,9
0,8
42
1,9
0,6
32
1,9
0,5
26
Y
1
-
-
-
-
3,9*
2,6
67
3,9*
2,6
67
Nb
1
1,8
2,7
1,4
52
7,5
5,4
72
5,4
4,0
74
Zr
2
45,0
30,6
13,5
44
51,0
9,0
20
44,9
8,0
18
Ga
0,1
1,5
2,0
0,9
45
1,7
0,8
47
1,8
0,7
40
Sr
5
15,0
-
-
-
7,0*
3,8
53
7,0*
3,8
53
Ba
2
285,0
11,5
6,7
58
10,7
3,6
34
10,9
3,1
30
Ge
l
-
1,2-
-
-
0,6*
-
-
0,9*
-
-
Гипергенные образования Восточной Африки
443
Латеритные панцири Уганды и северо-восточной части Танзании обладают
общими чертами микроэлементного состава. Они характеризуются высокой кон¬
центрацией ванадия, хрома, ниобия, циркония, титана, никеля, меди и цинка, со¬
держание которых от 2 до 6 раз превышает их среднее содержание в литосфере.
Особенно это относится к молибдену, кларк концентрации которого составляет
20. Высокая концентрация этих элементов в панцирях ясно обнаруживается при
сопоставлении распределений их содержаний в разных гипергенных образовани¬
ях (рис. 18). Панцири южной части Танзании также отличаются высоким уров¬
нем содержания некоторых химических элементов. В частности, в них обнаруже¬
на повышенная концентрация марганца, кобальта, свинца и бария. Однако из-за
единичности образцов этот вывод следует считать предварительным.
При сопоставлении кларков концентрации рассеянных химических элемен¬
тов в панцирях и красноцветных отло¬
жениях хорошо выделяется ассоциация
элементов, концентрирующихся в пан¬
цирях Уганды и северо-западной части
Танзании: бериллий, цинк, ванадий,
цирконий, титан, медь, хром и никель
(рис. 19). По-видимому, перераспреде¬
ление вещества при переработке крас¬
ноцветных отложений кислыми поч¬
венными растворами сопровождалось
миграцией не только железа, но и ряда
других химических элементов. Некото¬
рые из них осадились вместе с гелями
окиси железа, чем и объясняется их
повышенная концентрация в панцирях.
Другие элементы, особенно энергично
мигрирующие в кислой среде, напри¬
мер, натрий, кальций, стронций, удаля¬
лись с поверхностными и грунтовыми
водами.
Особо следует отметить в составе
панцирей присутствие германия. Если
учесть, что этот элемент весьма типи¬
чен для торфянистых отложений совре¬
менных болот, то его нахождение в пан-
Рис. 18. Вариационные кривые распреде¬
ления некоторых рассеянных химических эле- ЦИРЯХ Х0Р0Ш0 Умывается с их предпо-
ментов в красноцветных отложениях (/), лате- лагаемым гидроморфным генезисом. Во
ритных панцирях (2) и эродированной древней всех других гипергенных образованиях
коре выветривания докембрийских пород (3) _ как древних, так и новейших — герма-
Уганды и северо-западной части Танзании ний обнаружен не был.
Содержание элемента, %
■■ ^ •••••••••«•••••• 2 * * вшт • ■ 2
444
Гипергенные образования Восточной Африки
Рис. 19. Перераспределение рассеянных химических элементов между красноцветными
образованиями (У) и латеритными панцирями (2)
ОБРАЗОВАНИЕ ЛАТЕРИТНЫХ ПАНЦИРЕЙ
ВОСТОЧНОЙ АФРИКИ
Вряд ли существует другая проблема, взгляды на которую столь неясны и про¬
тиворечивы, как образование латеритов и само содержание термина “латерит”.
После введения этого термина Ф. Бьючененом [Buchanan, 1807] было рас¬
пространено мнение, что латериты образуются in situ и являются конечным про¬
дуктом выветривания [Babington, 1821; Clark, 1838; и др.]. С этой точки зрения
латериты рассматривались как остаточные образования, и была сделана первая
попытка подсчитать объем пород, разрушенных для образования латеритов [Har¬
rison, Reid, 1910].
В начале XX в. взгляды на генезис латеритов существенно изменились. Пос¬
ле обнаружения закономерного вертикального строения (профиля) зоны вывет¬
ривания [MacLaren, 1906; Simpson, 1912; Walter, 1915] были введены понятия о
пестрой (“mottled”, англ.), или пятнистой зоне (“fleckenzone”, немецк.) и блед¬
ной (“pallid”, англ.), вернее, обеленной зоне (“Bleichzone” или “Zersatzzone”, не¬
мецк.). Эти горизонты, располагающиеся между свежей породой и латеритным
панцирем и сохранившие в той или иной мере следы строения исходной породы,
правильно интерпретировались как продукты ее постепенного элювиального из¬
менения. Дж. Кэмпбелл [Campbell, 1917] сформулировал положение о панцире
как об аккумулятивном, а не остаточном образовании. В соответствии с этими
взглядами латеритные панцири стали рассматриваться как горизонт осаждения
полуторных окислов из растворов, выносящих эти окислы из нижележащих го¬
ризонтов, обесцвеченных вследствие потери железа. Процесс аккумуляции окис¬
лов железа и алюминия расценивался как результат вертикальной миграции, хотя
отмечались отдельные случаи латерального привноса железа.
В качестве причины вертикальной миграции железа и алюминия было пред¬
ложено капиллярное подтягивание почвенных растворов к поверхности в сухое
время года [MacLaren, 1906; Mennell, 1909]. Развивая эти взгляды и объясняя на¬
копление железа и алюминия необратимой коагуляцией их золей, Г. Гаррасовиц
Гипергенные образования Восточной Африки
445
[Harrassowitz, 1926] связал образование панцирей с определенными современны¬
ми зонально-климатическими условиями. Эта точка зрения утвердилась в поч¬
воведении, и, таким образом, широко распространилось мнение об образовании
латеритов в современных почвах саванн под влиянием смены влажных и сухих
сезонов года. При этом подчеркивалось, что образование панциря и возникнове¬
ние обесцвеченного горизонта элювия взаимосвязаны [Harrassowitz, 1930; Vagel-
er, 1935; Prescott, Pendleton, 1952].
Изложенные представления должны быть пересмотрены с учетом новых дан¬
ных. Весь опыт работы геологов и геоморфологов Африки свидетельствует, что
латеритные панцири - не современные, а более древние образования. К этому вы¬
воду присоединяются почвоведы. Р. Меньен [Maignien, 1959], детально изучив¬
ший панцири Гвинеи в районе Конакри, выделяет ряд эпох образования панцирей
и ставит вопрос об их стратиграфическом значении. При изучении почв Уганды
К. Оллие [Ollier, 1959] пришел к выводу о необходимости разделять древние про¬
дукты выветривания и современные почвы. Рядом исследователей отмечено от¬
сутствие генетической связи между панцирями и более древними образованиями
-так называемой обеленной (pallid) зоной. А. Тренделл [Trendall, 1962] убеди¬
тельно показал, что сезонными колебаниями грунтовых вод нельзя объяснить об¬
разование обеленного горизонта элювия, мощность которого в Уганде превышает
25 и местами даже 60 м. Наконец, существенно уточнилось представление о ме¬
ханизме аккумуляции железа в виде панцирей. Обнаружено важное значение ла¬
теральной миграции железа в пониженные участки [Maignien, 1959; Aubert, 1954;
и др.]. Выяснено, что формирование монолитных панцирей совершается в пони¬
женных элементах рельефа вблизи уровня грунтовых вод [McFarlane, 1969].
Результаты наших исследований в основных чертах подтверждают эти дан¬
ные. Установленные нами особенности вещественного состава и микроморфоло¬
гии латеритных панцирей Восточной Африки дают основание рассматривать их
как реликтовые гидроморфные коры, формировавшиеся в условиях активной, но
непротяженной миграции железа. Панцири являются концентраторами не толь¬
ко железа, но и определенных рассеянных химических элементов, вовлеченных
в совместную миграцию и соосажденных с гелями железа. Микроэлементный
состав панцирей Уганды и Северо-Западной Танзании отличается повышенной
концентрацией молибдена, ванадия, хрома, ниобия, циркония, титана, никеля,
меди и цинка. В других районах состав ассоциации рассеянных элементов может
быть иным, в зависимости от геохимических особенностей местных пород. Име¬
ются отличия и в содержании главных компонентов. В Африке в целом наиболее
широко распространены, а в пределах Западной Африки резко преобладают, же¬
лезистые панцири. В ряде мест, особенно в странах Западной Африки, известны
панцири, в значительной мере состоящие из минералов свободного глинозема.
В Южной Родезии и Гане имеются марганцевые панцири [Кинг, 1967].
Образование панцирей было тесно связано с формированием красно-цветно¬
го покрова. Оба эти процесса развивались параллельно на протяжении опреде¬
446
Гипергенные образования Восточной Африки
ленного отрезка времени после денудации верхнемезозойско-палеогеновой као¬
линовой коры выветривания. Плохосортированный песчано-алеврито-глинистый
состав красноцветных отложений, отсутствие в них слоистости, их залегание в
виде маломощных покровов на ровной поверхности и склонах разной крутизны
свидетельствуют о формировании этих отложений в процессе планации в суба-
эральных условиях. Грубый состав обломочной части панцирей, разнообразные
метаколлоидные микротекстуры, определенные типы конкреций (роренштейны
или вермиформы) указывают на образование панцирей в субаквальной обстановке.
Объяснение генетической связи панцирей и красноцветных покровов наме¬
чает установленный нами факт различного состояния свободной окиси железа
в этих образованиях. В красноцветных отложениях практически вся свобод¬
ная окись железа находится в виде относительно подвижных адсорбированных
форм. В панцирях преобладающая часть свободной окиси железа представлена
кристаллическими формами, практически исключающими дальнейшую мигра¬
цию этого элемента.
По-видимому, в процессе планации и многократного переотложения красно¬
цветных продуктов выветривания часть геохимически подвижных форм железа
и его микроэлементов-спутников мигрировала в обширные сезонно заболачивае¬
мые понижения. О кислой реакции (pH около 5,5) растворов, переносивших под¬
вижные формы железа, свидетельствует температура экзотермического эффекта
свободной некристаллической окиси железа, содержащейся в красноцветных
образованиях. Косвенным признаком, позволяющим предполагать участие орга¬
нических соединений в переносе железа, является накопление германия в панци¬
рях. Во всех других гипергенных образованиях содержание этого элемента на¬
столько ничтожно, что не фиксируется аналитическими методами. Скорее всего
миграция железа и его элементов-спутников осуществлялась в виде комплексных
металлоорганических соединений. Подобная миграция железа в столь значитель¬
ных массах из субаэральных ландшафтов могла осуществляться только лишь при
гумидном типе гипергенеза. Этот тип гипергенеза предполагает обильное атмо¬
сферное увлажнение и определенные биопочвенные условия, обеспечивающие
продуцирование гумусовых соединений кислотной основы.
Осаждение железа осуществлялось в результате разрушения комплексов и ко¬
агуляции. Следы гелевого состояния отчетливо обнаруживаются в микростроении
новообразованного вещества панцирей. Последующая раскристаллизация гелей и
образование кристаллической фазы окиси железа в виде гидрогётита и гидрогема¬
тита обусловили прочное закрепление этого элемента в составе панцирей.
Формирование гидрогенных аккумуляций окиси железа происходило на фоне
пульсационных поднятий и последующей денудации. Как отражение этого про¬
цесса возникла серия ступенчатых поверхностей, покрытых латеритными пан¬
цирями, причем окатанные обломки древних панцирей входят в состав более мо¬
лодых, а также в состав покровных красноцветных отложений. Одновременно
рыхлые переотложенные продукты красноцветного выветривания образуют си¬
Гипергенные образования Восточной Африки
447
стему широких пологих склонов, объединяемых поднятием верхнекайнозойской
(так называемой африканской) поверхности [Кинг, 1967]. Наличие нескольких
уровней панцирей, предохраняющих породы от денудации, обусловило специфи¬
ческий облик африканского педиплена: сочетание плосковершинных останцов с
системой склонов, в которые врезаны современные долины.
Панцири фиксируют древние уровни периодического стояния грунтовых вод.
Этим объясняется их ровная поверхность и постепенное уменьшение новообра¬
зованного вещества книзу. Они залегают на разнообразных породах, в том числе
на эродированной каолиновой верхнемезозойско-палеогеновой коре выветрива¬
ния и на кварцево-каолиновых продуктах ее переотложения, которые ранее опи¬
сывались под названием “pallid zone” (“Bleichzone”). Следует подчеркнуть, что
эти древние продукты выветривания не имеют генетической связи с панцирями.
Так, древняя каолиновая кора не является генетическим горизонтом общего про¬
филя с латеритным панцирем. Это совершенно разные гипергенные образования,
возникновение которых протекало в резко неодинаковых условиях и было разде¬
лено весьма значительным промежутком геологического времени.
Учитывая эти соотношения, а также образование красноцветных продуктов
выветривания на неогеновых лавах Восточного рифта, в том числе на самых ран¬
них (нижнемиоценовых), можно предполагать, что формирование красноцветных
покровов и панцирей началось около границы палеогена и неогена и получило
широкое распространение в неогене.
Несмотря на то, что латеритные панцири имеют неогеновый возраст, наибо¬
лее древние из них, расположенные наиболее высоко в рельефе, маркируют пред-
миоценовую денудационную поверхность. Строго говоря, предмиоценовая по¬
верхность, то есть поверхность денудирования верхнемезозойско-палеогеновой
коры выветривания, располагается под панцирем или красноцветным покровом.
Лаггеритная броня наложена на эту поверхность и предохраняет ее от последую¬
щей денудации, так же как и серию более молодых поверхностей. В то же вре¬
мя, как отметил Л. Казн [1958], в восточных районах Республики Заир панцири
отсутствуют на останцах меловой (постгондванской) поверхности. Аналогичное
положение, по-видимому, имеет место в пределах Восточной Африки.
Таким образом, основная часть красноцветных отложений и панцирей была
сформирована на протяжении неогена. К концу плиоцена площадь их образова¬
ния, несомненно, сократилась. Это отчетливо проявляется на территории, распо¬
ложенной к востоку и югу от рифта Грегори, в то время как на площади Уганды
и Северо-Западной Танзании образование панцирей продолжалось, судя по трас¬
сам Кагеры, вплоть до среднего плейстоцена. В Танзании и Восточной Кении
красноцветные образования перекрываются плейстоценовыми лавами, поверх¬
ность которых совершенно не затронута красноцветным выветриванием.
Столь значительные сокращения площади формирования красноцветных об¬
разований и связанных с ними латеритных панцирей можно объяснить только
сменой гумидных условий более засушливыми.
448
Гипергенные образования Восточной Африки
КАРБОНАТНЫЕ КОРЫ
Карбонатная, или известковая, кора (“calcicret”, “calcareous crust” - англ.;
“croute calcaire” - франц.; “Kalkkruste” - немецк.) - распространенное гиперген¬
ное образование, обнаруженное в настоящее время почти на всех континентах.
Начало изучению карбонатной коры было положено работами О. Фрааса [Fraas,
1867]. В Северной Африке карбонатные коры изучаются длительное время [Fish¬
er, 1900; Blanckenhorn, 1901; Passarge, 1909; Durand, 1956; Boulaine, 1957; и др.].
Имеются сведения о карбонатных корах в Калахари, бассейне р. Вааль и в Катан¬
ге [Казн, 1958; Кинг, 1967], В Восточной Африке карбонатная кора до сих пор не
была изучена.
На территории Восточной Африки карбонатные коры тяготеют к засушли¬
вым районам, однако встречаются в них не повсеместно, а приурочены к опре¬
деленным элементам рельефа - высоким озерным и речным террасам, остаткам
плиоценовых и плейстоценовых поверхностей выравнивания (рис. 20). Наиболее
широко распространена карбонатная кора на севере и в центре континентальной
части Танзании, где карбонатные коры покрывают значительную площадь Масай-
ской степи, часть плато Серенгети, высокие террасы рек (Пангани, Большая Рва-
ха) и озер рифтовой зоны (Маньяра и др.). Весьма своеобразно распространение
этой коры в Уганде: она встречается очень редко, в местах, где длительное время
господствуют аридные условия и в то же время близки грунтовые воды. Горизон¬
ты карбонатных конкреций встречены на юге котловины оз. Альберт. Наиболее
ярким примером такого ландшафта является котловина оз. Катве, возникшего в
результате вхождения вод оз. Эдуард в разрушенный кратер крупного вулкана.
Карбонатная кора или представляет собой плотный панцирь, залегающий на¬
подобие бетонного перекрытия на подстилающей породе, или состоит из отде-
Абс высота Горы Северные Паре
м футы f
1100
900
700
500*
-4000 ^ Л Пролювиальный
+ ^ шпейФ Останец древней
Э600+ * структурной террасы
; ;3200+ + , ■*
2800 *•' < + + * + + +
. -2400 1+-.»] 1 УМ'Л 2 КФЧ з * ЧЛ
• *2000 ГуП 4 СТИ 5 ГуП б 9 1?
100-
_ -Плотная тонкослоистая \ | Я
\ Массивная брекчеевцдиая} о 8
^Рыхлая порошковатая ja. |
Пмиит-биотитоеые *
тхейсы
Верхняя аккумулятивная
терраса
Горизонтальный
уг .Г. Ху» Нижняя аккумулятивная
ч*.'терраса р пэнгвни
^ 4 5 * * • ‘‘
масштаб 1:50000 ** V I*'V-.*”: - V;
Рис. 20. Положение карбонатной коры в долине р. Пангани, Танзания
1 - кристаллические сланцы и гнейсы; 2 - красноцветные гравелисто-суглинистые пролюви¬
альные отложения; 3 - карбонатная кора; 4 - желтоватые и супесчаные аллювиальные отложения
надпойменных террас; 5 - иловатые отложения заболоченной поймы; б - предполагаемые тектони¬
ческие нарушения
Гипергенные образования Восточной Африки
449
льных конкреционных образований. Коры залегают на породах самого разнооб¬
разного состава и происхождения - кристаллических сланцах и гнейсах, базаль¬
тах, обломочных аллювиальных и озерных отложениях.
Верхняя часть карбонатной коры массивная. Выделяется брекчиевая или кон¬
гломератовидная текстура, обусловленная наличием обломков коренных пород
в массе новообразованного цемента. Чередование тонких неровных слоев со¬
здает слоеватую текстуру. Флюидальная текстура свидетельствует о гелеобраз¬
ном состоянии новообразованного вещества. Книзу монолитность уменьшается,
сплошная кора сменяется изолированными стяжениями или становится рыхлой,
порошковатой. Закономерное изменение строения коры сверху вниз позволяет
говорить о ее профиле.
В качестве примера приведем описание разреза, расположенного к западу от
гор Северные Паре, в 5 км от пос. Лембени. Кора залегает на останце древней
террасы р. Пангани. Наличие плотной карбонатной коры, несомненно, угнетаю¬
ще действует на растительность. Там, где кончается останец эрозионной террасы
с залегающей на нем корой и располагаются супесчано-суглинистые аллювиаль¬
ные отложения аккумулятивной террасы, сразу начинаются густые заросли сухих
кустарников.
0-10 см. Рыхлые перевеваемые супесчаные отложения коричнево-палевого цвета, с
галькой кристаллических сланцев и обломками карбонатной коры. На отдельных
участках супесь отсутствует, и тогда на поверхность выступает карбонатная
кора.
10-13 см. Массивный пласт или горизонт уплотненных глыбовых конкреций. С по¬
верхности четко выделяется тонкослоистая корочка мощностью от 1 до 3 см.
13-63 см. Плотная карбонатная масса кремового цвета с массивной, брекчиевой или
оолитовой текстурой. Иногда сплошной пласт замещается уплощенными глыбо¬
выми конкрециями. Мощность колеблется от 20 до 50 см.
83-73 см. Скопление небольших стяжений, пересыпанных мучнистой массой; книзу
постепенно переходит в порошковую известь.
73-120 см. Круто залегающие сильно разрушенные гранат-биотитовые гнейсы.
По трещинам сланцеватости затеки порошковатых карбонатов на глубину до
10-15 см.
Большой интерес представляют результаты изучения микростроения карбо¬
натных кор. Для кор характерна оолитоподобная микротекстура, образованная
нарастанием тончайших слоев новообразованного карбоната вокруг обломков
коренных пород. Слои обладают криптокристаллической структурой, плохо про¬
зрачны и содержат большое количество мельчайших, оптически недиагностируе-
мых пелитовых частиц. В ряде случаев хорошо заметны явления метдсоматичес-
кого замещения новообразованным карбонатом обломочных силикатов. В то же
время обломки кварца такому замещению не подвергаются. Этот факт, как будет
видно ниже, хорошо подтверждается данными химических анализов.
Для разностей карбонатной коры, не содержащих значительного количества
обломочного материала, типична метаколлоидная микротекстура с очень мелко¬
450
Гипергенные образования Восточной Африки
кристаллической структурой. Величина кристаллических индивидов, как прави¬
ло, меньше 0,01 мм; она измеряется несколькими микронами и часто находится на
грани разрешительной способности микроскопа. Такие участки сцементированы
хорошо прозрачным, лишенным включений, более хорошо окристаллизованным
кальцитом (величина зерен 0,04-0,3 мм). Его микроморфологические особеннос¬
ти свидетельствуют о кристаллизации из водно-ионной среды без каких-либо
следов гелевого состояния.
Результаты микроскопического исследования показывают, что коры состоят
из новообразованного карбонатного вещества и примеси обломочных минералов.
Сильно варьирующее количество этой примеси не позволяет использовать дан¬
ные валового анализа для изучения состава новообразованной массы. Поэтому
при анализе карбонатных кор применялась следующая методика.
Из исходной пробы производится вытяжка 10%-ым раствором НС1 с пос¬
ледующей обработкой содой для полного определения растворимого кремнезе¬
ма. Этой экстракцией извлекается все новообразованное карбонатное вещество.
Нерастворимый после обработки 10%-ым раствором соды остаток подвергается
валовому анализу. В результате последнего выясняется состав примеси обломоч¬
ных частиц. В отдельных навесках определяли содержание гигроскопической
воды и С02 (табл. 20).
Как следует из полученных данных, количество примеси обломочного мате¬
риала значительно и колеблется от 18,50 до 39,45%. От величины примеси зави¬
сит содержание компонентов новообразованной части кор. Представление об ис¬
тинном составе новообразований можно получить, пересчитав данные вытяжки
HCl+Na2C03 на 100% (табл. 21).
Карбонаты имеют состав кальцита; содержание магния незначительно. Эти
данные хорошо согласуются с результатами определения кристаллооптичес¬
ких констант карбонатов из кор. Автор определил величину светопреломления
70 образцов, причем замеренные величины NT заключались в пределах от 1,657
до 1,661, что свидетельствует о кальцитовом составе карбоната. В современных
почвенно-гидроморфных карбонатных аккумуляциях наряду с небольшим содер¬
жанием магния в отдельных случаях обнаружено его повышенное количество
(12,94% в обр. 96).
Присутствие в солянокислой вытяжке химических элементов, не входящих в
кристаллическую решетку карбонатов (кремния, алюминия, трехвалентного же¬
леза), по-видимому, находится в связи с широким развитием гелевого состояния
новообразованного вещества, которое отчетливо наблюдается под микроскопом,
а иногда и невооруженным глазом. Особенно значительно содержание подвижно¬
го кремнезема (до 2% от массы новообразованного вещества).
Пересчет результатов валового анализа нерастворимого остатка (табл. 22) по¬
казывает, что его состав близок к местным породам, но отличается повышенным
(на 10-15%) содержанием Si02. Этот повсеместно выраженный факт, по-видимо¬
му, находится в связи с процессом разрушения и метасоматического замещения
Гипергенные образования Восточной Африки
451
Таблица 20
Результаты химического анализа карбонатных кор Танзании, в % массы абс. сухого
вещества
Компонент
Номер образца
78
106-а
106-6
106-в
271
96
267
54
со2
29,20
36,90
35,40
32,50
25,60
34,30
30,30
31,80
Вытяжка 10%-й HCI
Si02
0,05
0,48
0,47
0,45
0,18
0,20
0,10
0,45
RA
0,12
1,23
0,97
1,24
0,34
0,14
0,08
0,45
СаО
35,50
39,60
39,20
39,20
33,60
30,20
41,00
40,40
MgO
0,99
1,60
0,79
2,39
0,44
9,90
0,59
1,98
Вытяжка 5%-й Na^Oj
Si02
0,13
1,16
0,93
0,82
0,28
0,89
0,27
1,96
Нерастворимый
остаток
Si02
27,50
11,70
15,80
14,70
29,50
17,50
20,45
16,54
AIA
5,30
3,50
3,40
3,90
6,20
3,80
4,30
4,30
FeA
1,50
1,73
1,35
1,94
2,50
1,20
1,80
1,51
СаО
0,53
0,26
0,58
0,45
0,65
0,70
0,66
0,60
MgO
0,62
0,99
0,75
1,52
0,40
0,55
0,40
0,70
К,0
0,15
0,14
0,14
0,18
0,12
0,15
0,17
0,10
Na20
0,10
0,24
0,33
0,28
0,08
0,10
0,12
0,09
Сумма
101,69
99,53
100,03
99,57
99,89
99,63
100,24
100,88
В табл. 20-22: 78 - массивная карбонатная кора на кристаллических сланцах докембрия; останец
эрозионной террасы р. Пангани; 106 - карбонатная кора цокольной террасы р. Большая Рваха:
а - тонкодисперсная верхняя часть; б - рыхлая нижняя часть; в - изолированные конкреции;
271 - массивная карбонатная кора, плато Серенгети; 96 - массивный пласт канкара в черной почве
периодически заболачиваемой депрессии, пос. Млали; 267 - гидроморфные конкрециионные но¬
вообразования в толще бурой супеси, к югу от вулкана Лонгидо; 54 - журавчики из сезонногидро-
морфной почвы сухой саванны, пролювиальный шлейф вулкана Мондули.
Таблица 21
Состав новообразованного вещества карбонатных кор Танзании, в %
Компонент
Номер образца
78
106-а
106-6
106-в
271
96
267
54
со2
44,00
44,86
45,53
42,50
42,47
45,32
42,16
41,20
СаО
53,36
49,60
50,40
51,10
55,50
40,10
56,40
52,26
MgO
1,50
1,98
1,02
3,12
0,73
12,94
0,82
2,56
RA
0,18
1,52
1,25
1,62
0,55
0,20
0,11
0,58
S A HCI
0,76
0,60
0,60
0,59
0,29
0,27
0,14
0,58
Si02N.,co,
0,20
1,44
1,20
1,07
0,46
1,17
0,37
2,58
Сумма
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
силикатов новообразованным кальцитом, в результате чего происходит относи¬
тельное возрастание содержания кварца.
Карбонатные коры Восточной Африки обладают определенным комплексом
рассеянных химических элементов. Как следует из данных таблицы 23, карбб-
452
Рипергенные образования Восточной Африки
Таблица 22
Состав нерастворимого в 10%-й HCI остатка карбонатных кор Танзании, в %
Компонент
Номер образца
78
106-a
106-6
106-в
271
96
267
Si02
77,00
63,10
70,80
64,00
75,00
72,91
73,40
AljOj
14,81
18,78
15,13
17,00
15,71
15,82
15,40
Fe203
4,20
9,34
6,00
8,44
6,05
5,00
6,40
CaO
1,48
1,40
2,60
1,96
1,65
2,91
2,33
MgO
1,73
5,34
3,36
6,60
1,02
2,32
1,43
K20
0,42
0,75
0,63
0,78
0,35
0,62
0,61
Na20
0,28
1,29
1,48
1,22
0,22
0,42
0,43
Сумма
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
натные коры плато отличаются заметно более высоким уровнем содержания
микроэлементов. Особенно интересно распределение стронция, явно концент¬
рирующегося в корах. Самое низкое содержание этого элемента обнаружено в
карбонатных аккумуляциях из современных почв, более высокое - в карбонатных
корах речных террас, еще более высокое -в корах озёрных террас. Особенно ве¬
лико содержание стронция в карбонатных корах плато (примерно в 10 раз боль¬
ше, чем в новообразованиях из почв).
Для понимания условий образования карбонатных кор несомненный интерес
представляет аккумуляция карбонатов в современных почвах. В автоморфных
почвах Восточной Африки карбонаты не накапливаются. Возникновение карбо¬
натных новообразований происходит под воздействием периодически существу¬
ющих грунтово-почвенных вод. В аридных районах Кении и Танзании в почвах
на водоразделах и верхних частях склонов отсутствуют карбонатные новообразо¬
вания, но в почвах на окончании пролювиальных шлейфов встречаются мелкие
стяжения типа журавчиков. Особенно обильное карбонатонакопление осущест¬
вляется в по4вах типа black soils, которые приурочены к пологим понижениям
рельефа и образуются в условиях периодического насыщения их водой в сезоны
дождей. Боли бы эта территория была поднята, то верхняя рыхлая толща почвы
была бы легко денудирована и на поверхности оказалась плотная карбонатная
плита, весьма напоминающая карбонатные коры.
По-видимому, карбонатные коры формировались в две стадии. В первую про¬
исходила гидрогенная аккумуляция карбонатов кальция в виде горизонта круп¬
ных конкреций или сплошной плиты. Во вторую'верхние рыхлые горизонты раз¬
рушались, и на поверхности обнажался массивный карбонатный панцирь.
Накопление карбонатов осуществлялось в условиях: сезонногидроморфного
режима в результате как вертикального капиллярного движения воды, так и боко¬
вого подтока на пологих склонах. Карбонаты кальция выпадали в осадок в виде
зерен кальцита величиной в несколько микрон и менее. Одновременно в кальци-
Содержание рассеянных элементов в карбонатных корах Танзании, в М0 3%
Таблица 23
Элемент
Чувствительность
определения
Карбонатные коры
Новообразования из почв,
п=12
плато,
п=8
озёрных террас,
п=6
речных террас,
п=18
М
а
V,
%
М
а
v,%
М
а
V,%
М
а
V,%
Ti
1
447,0
265,0
60
230,0
170,0
74
176,0
135,0
76
215,0
126,0
58
Мп
0,1
76,0
37,0
50
58,0
13,0
22
20,0
11,0
56
31,0
18,0
58
Сг
1
13,1
6,7
51
1,5
0,1
7
2,1
1,1
52
2,1
1,6
80
V
0,2
13,7
5,4
40
9,0
6,7
74
4,8
1,8
38
3,4
1,4
37
Со
1
2,1
0,6
28
2,3
1,7
74
2,3
1,8
80
1,6
0,3
19
Ni
1
4,7
2,1
46
1,8
•
-
2,6
0,9
35
4,1
2,6
63
Си
0,1
7,8
5,2
66
1,9
0,8
42
1,5
0,5
33
1,5
0,6
40
Ga
0,1
1,2
0,7
56
0,6
0,1
17
0,8
0,3
38
0,9
0,8
90
Pb
1
3,8
2,6
70
1,8
• -
-
2,5
0,9
36
2,2
1,3
65
Zr
2
23,5
5,5
24
16,0
3,0
19
14,5
4,5
31
20,5
16,5
80
Be
0,1
0,6
0,8
130
0,1
0,1
100
0,1
0,1
100
0,2
0,2
100
Sr
5
432,0
265,0
61
28,0
67,0
67
52,0
18,0
35
44,6
13,0
29
Ва
2
76,0
38,0
50
18,0
. -
-
38,5
18,0
47
44,0
58,0
132
Гтергенные образования Восточной Африки
454
Гипергенные образования Восточной Африки
те в виде изоморфной примеси концентрировался стронций. Детальное изучение
микростроения и состава кор показало, что карбонатная масса в момент осажде¬
ния энергично воздействовала на обломочные минералы, вызывая частичное рас¬
творение (корродированное) силикатов. Освобождающиеся при этом химические
элементы (в том числе рассеянные) захватывались осадком, состоящим из зерен
кальцита субколлоидных размеров.
Таким образом, карбонатные коры являются своеобразными аналогами лате-
ритных панцирей. И те, и другие, представляют собой гидрогенные пластообраз¬
ные аккумуляции, которые после подъема территории бронируют нижележащие
породы и способствуют образованию плоских поверхностей. Их различие за¬
ключается в том, что латеритные панцири возникают в гумидных, а карбонатные
коры - в аридных условиях. Появление карбонатных кор в области развития крас¬
ноцветных образований служит хорошим показателем смены гумидных условий,
которые в неогене господствовали на всей территории Восточной Африки, более
засушливыми. В связи с этим представляют интерес указания на развитие карбо¬
натных новообразований по красноцветным продуктам выветривания и в других
районах Африки [Bruckner, 1961; и др.]. О времени формирования карбонатных
кор можно судить по возрасту форм рельефа, к которым приурочены эти коры, и
их соотношению с вулканическими покровами, для которых имеются данные их
абсолютного возраста. На основании имеющихся сведений можно предполагать,
что обособление аридных районов на территории Восточной Африки и возник¬
новение кор началось в конце плиоцена. Это связано как с общей аридизацией
климата Африки, так и с поднятием системы тектонических блоков по восточной
периферии Кенийского свода, преградивших свободный доступ атмосферной
влаге с Индийского океана.
В Южной Африке аридные условия возникли значительно раньше. В процес¬
се отмирания внутриконтинентальных бассейнов во впадине Калахари и на юге
Республики Заир формировались мощные карбонатные коры среднекайнозой¬
ского возраста [Каэн, 1958; Кинг, 1967]. В Северной Африке формирование кар¬
бонатных кор происходило примерно в то же время, что и в Восточной. Радиоуг¬
леродные определения возраста карбонатных кор в районе центрального горного
массива Сахары дали 8-11 тыс. лет [Delibrias, Dutil, 1966].
В процессе общего поднятия Кенийского свода участки гидроморфного кар-
бонатонакопления оказались также приподнятыми. Рыхлые верхние горизонты
были впоследствии денудированы, и карбонатный горизонт выступил на повер¬
хность как плотный панцирь. Карбонатная кора, покрывающая значительные
участки поверхности древних плато (область Масайской степи, плато Серенгети
и др.), намечает следы существования обширных, хотя и мелких водоемов. Сте¬
пень концентрации микроэлементов (особенно стронция) в карбонатных акку¬
муляциях этих полностью “высохших” гидроморфных ландшафтов значительно
выше, чем в корах на озерных террасах и тем более на террасах долин с проточ¬
ной водой (рис. 21).
Гипергенные образования Восточной Африки
455
Рис. 21. Поля распределения концентраций
стронция в карбонатных новообразованиях
/- исчезнувшие мелкие озера; //-террасы
современных озер; III - современные сезонно-
гидроморфные почвы и высокие террасы круп¬
ных рек
ЭВОЛЮЦИЯ ГИПЕРГЕНЕЗА ВОСТОЧНОЙ АФРИКИ
Установленные факты свидетельствуют о наличии на территории Восточной
Африки после раннего мела двух крупных этапов гипергенеза. В конце второ¬
го этапа намечается переход к третьему, развитие которого, по-видимому, только
начинается. Этапы гипергенеза не только обусловлены изменением биоклимати-
ческих факторов, но и тесно связаны с развитием геоморфологических и текто¬
нических процессов.
Наиболее древний этап гипергенеза, реликты которого достаточно хорошо
сохранились, представлен остатками мощной автоморфной коры выветривания.
Эта кора имеет хорошо проработанный профиль, мощность которого составляла,
по-видимому, десятки метров. В последующем рыхлый глинистый, существенно
каолинитовый материал сильно пострадал от денудации и во многих районах был
почти полностью уничтожен. Многочисленные следы стадийного преобразова¬
ния минералов и гипергенного метасоматического замещения, закономерное из¬
менение химического состава сверху вниз позволяют предположить, что элюви¬
альная кора выветривания формировалась под очень длительным воздействием
медленно фильтрующихся вод в условиях столь же медленного, но неуклонного
их оттока. Итогом этого процесса явился горизонт, состоящий из хорошо образо¬
ванного (“совершенного”) каолинита и остаточного кварца. На сиенитовых мас¬
сивах, наряду с каолинитом, присутствует гиббсит. Геохимической особенностью
этой коры выветривания является пониженное содержание большей части рас¬
сеянных химических элементов, кпарк концентрации которых обычно меньше 1
(рис. 22).
Для этого этапа гипергенеза характерна не только его длительность (пример¬
но 60-70 млн. лет), но и подавленность денудации по сравнению с гипергенным
преобразованием пород. Процессы денудации, судя по однотипному строению
древней коры выветривания на большой территории, в равной мере затрагивали
склоны и водоразделы, то есть протекали по типу пенепланации.
456
Гипергенные образования Восточной Африки
Рис. 22. Концентрация химических элементов в главнейших гипергенных образованиях Вос¬
точной Африки
Горизонты коры выветривания верхнего мезозоя - палеогена: 1 — каолинитовый, 2 - гидро¬
слюдистый; красноцветные образования неогена; 3 - на кристаллических породах докембрия,
4 - на вулканических породах кайнозоя. КК - границы численных значений кларков концентрации
рассеянных элементов
Нижний предел возраста этой коры определяется ее развитием на юрских
интрузивных массивах, верхний - погребением под наиболее ранними (миоце¬
новыми) лавами Восточного рифта и перекрытием самыми древними осадками
Западного рифта. В конце палеогена условия этого этапа гипергенеза были на¬
рушены, и началось разрушение мощной каолиновой коры. Ее денудированная
поверхность отвечает представлению о предмиоценовой денудационной поверх¬
ности. Продукты переотложения древней коры в виде каолиновых глин и кварце¬
вых песков широко распространены в районе оз. Виктория, в основании осадков
впадины оз. Альберт, во впадине оз. Руква и в других районах.
В конце палеогена - начале неогена характер гипергенных процессов су¬
щественно меняется. С этого времени основное значение приобретают не мощ¬
ные автоморфные коры с хорошо проработанным профилем, а переотложенные
продукты выветривания, которые в виде красноцветной толщи плащеобразно
покрывают огромное пространство. Красноцветный элювий не образует ясного
профиля, так как продукты выветривания быстро денудировапись. Соответствен¬
но гипергенные образования отвечают иному уровню проработки вещества по
сравнению с образованиями предшествовавшего этапа гипергенеза. Среди гипер¬
Гипергенные образования Восточной Африки
457
генных силикатов в красноцветах преобладают метагаллуазит, несовершенный
каолинит, смешаннослойные минералы. Красноцветные образования отличаются
повышенным содержанием ряда рассеянных химических элементов, кларк кон¬
центрации которых превышает 1 (см. рис. 22).
Изменение гипергенных процессов, по-видимому, было вызвано глубоким
изменением всего комплекса внешних условий, как биоклиматических, так и тек¬
тонических. Это повлекло за собой сокращение процессов спокойной медлен¬
ной пенепланации и развитие более энергичной денудации по типу педиплана-
ции. Многократное переотложение и перенос обломочного материала в процессе
педипланации обусловили разнородность вещественного состава красноцвет¬
ных покровов, в которых содержатся как местные, так и дальнеприносные ком¬
поненты.
Красноцветные образования формировались- в- условиях высокой геохимиче¬
ской активности железа. Однако в отличие-от верхнемезозойско-папеогенового
гипергенеза, процессы которого были направлены на вынос железа далеко за
пределы профиля выветривания, условия неогенового гипергенеза обеспечивали
лишь частичную и относительно непротяженную миграцию этого элемента. По¬
этому характерной геохимической особенностью красноцветных продуктов вы¬
ветривания является высокое содержание в них подвижных форм трехвалентного
железа (20-25% от общего количества железа). Красный цвет этих образований
обусловлен окисью железа, сорбированной тонкодисперсными компонентами.
С геохимической активностью железа связано образование латеритных пан¬
цирей. В процессе многократного переотложения красноцветных продуктов
выветривания часть подвижных форм железа и его микроэлементов-спутников
мигрировала в сезоннозаболачиваемые пониженные участки рельефа, где фор¬
мировались пластообразные аккумуляции окиси железа. Наряду с железом в них
концентрировались некоторые рассеянные химические элементы. По сравнению
с красноцветными покровными отложениями в панцирях Уганды и северо-вос¬
точной части Танзании содержание ванадия больше в 5 раз, молибдена - в 3,3,
хрома - в 2,8, меди - в 2,6, никеля - в 2, циркония - в 1,7. Особо следует отметить
повышенное содержание германия.
Имеющиеся факты позволяют предполагать, что миграция химических эле¬
ментов осуществлялась в форме комплексных металлоорганических соединений
в кислых почвенно-грунтовых растворах. Разнообразные метаколлоидные мик¬
ротекстуры свидетельствуют о широком участии коллоидных явлений в процессе
возникновения железистых новообразований.
Формирование гидрогенных аккумуляций железа и красноцветных отложений
происходило на фоне периодических поднятий. В результате образовалась серия
ступенчатых поверхностей, покрытых железистыми (латеритными) панцирями,
в то время как рыхлые переотложенные продукты красноцветного выветривания
образуют систему широких пологих склонов, соответствующих представлениям
о верхнекайнозойской денудационной поверхности.
458
Гипергенные образования Восточной Африки
Наиболее древние панцири залегают на эродированной верхнемезозойско-
палеогеновой коре выветривания, то есть на предмиоценовой поверхности, спо¬
собствуя ее сохранению. Останцы более древних уровней рельефа лишены пан¬
цирей. Красноцветные продукты выветривания широко развиты на неогеновых
лавовых покровах Кенийского рифта (рифта Грегори), но перекрываются в неко¬
торых местах плейстоценовыми лавами, которые не затронуты красноцветным
выветриванием. Таким образом, основная часть красноцветных образований и
связанных с ними латеритных панцирей образовалась на протяжении неогена.
Формирование красноцветного покрова так же, как миграция железа в кислых
растворах и его гидрогенная аккумуляция, могли происходить только в условиях
обильного атмосферного увлажнения. Начиная с верхнего мезозоя основное ко¬
личество атмосферных осадков Восточная Африка получает с воздушными мас¬
сами, поступающими с Индийского океана. Учитывая высокую выровненность
пред миоценового рельефа, можно предполагать, что распределение осадков по
всей территории было равномерным.
Интенсивные тектонические процессы, развивавшиеся на протяжении позд¬
него кайнозоя, привели к образованию системы глыбовых гор и тектонических
впадин. Это вызвало усложнение в распределении атмосферных осадков. Подня¬
тия Восточного рифта и горстовые массивы, протянувшиеся по восточному кры¬
лу Кенийского свода, постепенно создали барьер, сильно затрудняющий доступ
атмосферной влаги с Индийского океана в центральные районы Танзании. Со¬
здание обширной засушливой области Передней Азии обусловило формирование
сухих воздушных масс северо-восточного пассата, воздействию которых были
открыты северные и восточные районы Кении. По-видимому, в связи с этими со¬
бытиями началось постепенное изменение гипергенных процессов и сокращение
ареала формирования красноцветных образований.
В то время как в Юго-Западной Кении, Уганде и Северо-Западной Танзании
образование красноцветов и панцирей продолжалось в плейстоцене, на террито¬
рии, расположенной к югу и востоку от рифта Грегори, гипергенные процессы
постепенно приобретали совершенно иной характер. Железо и ассоциированные
с ним рассеянные химические элементы утратили свою геохимическую подвиж¬
ность. Значение типоморфного элемента приобрел кальций. В условиях близкого
положения грунтовых вод начали формироваться пластообразные аккумуляции
и горизонты скопления конкреций кальцита. Одновременно с кальцием накап¬
ливался стронций, концентрация которого в определенных образованиях более
чем в 10 раз превышает кларк этого элемента. В процессе общего поднятия Вос¬
точно-Африканского нагорья участки гидрогенного карбонатонакопления были
приподняты, рыхлые верхние горизонты смыты, и на поверхность выступил мас¬
сивный карбонатный панцирь, или горизонт скопления карбонатных конкреций.
Карбонатная кора, покрывающая значительные участки поверхности древних
плато (Масайская степь, Серенгети и др.), намечает следы обширных, но мелких
и существовавших недолгое время водоемов.
Гтергенные образования Восточной Африки
459
Меловой период
70 млн. лег
Палеоген
41 млн. лег
Миоцен
14 млн. лет
Плиоцен
10 млн. лет
1
Автоморфные коры с диффе¬
ренцированным профилем
большой мощности со слабо
дифференцированным мало¬
мощным профилем
Переотлаженные продукты
выветривания
каолинит-кварцевые
красноцветные
—
Гидроморфные коры
латеритные панцири
карбонатные коры
——
Современные типы почв
1
Нарастание площади аридных
ландшафтов
Процессы выравнивания
поверхности
пенепленизация „
^^пеоипленш
*
Чг
Интенсивность вертикальных
движений земной коры
Т .«.А..
*
Л1
К А к
“ А
t <h
, *
(
Вулканизм
ouebm
Гпягопи
Кену^^т
Килиманож
Мухавура
%
Рис. 23. Схема эволюции гипергенеза на территории Восточной Африки
В крупных тектонических депрессиях возникли ландшафты с наименьшим
атмосферным увлажнением. Здесь начались процессы соленакопления. Эти про¬
цессы имеют некоторые специфические черты в силу поступления в зону гипер¬
генеза отдельных химических элементов в результате рифтогенного вулканизма.
Кайнозойские вулканиты отличаются повышенной щелочностью. В результате
их выветривания высвободилось огромное количество натрия, что отразилось
на резком доминировании соединений этого элемента в солевых аккумуляцих, а
также на широко распространенном осолонцевании почв в области Восточного
рифта. Распространение карбонаггитов среди продуктов вулканической деятель¬
ности также оказало определенное влияние на химизм солевых аккумуляций.
По-видимому, с этим связано накопление соды. Соотношение хлоридов натрия
к карбонатам и сульфатам натрия в оз. Бапангида составляет 2:1:1, а в озерах
Магади и Натрон резко преобладают карбонаты и бикарбонаты натрия. Обста¬
новка содового накопления отразилась на повышенной миграции кремнезема, на
образовании конкреций и крупных скоплений опала, а также некоторых довольно
редких натрийсодержащих гипергенных силикатов (гекторита и др.).
Схема, дающая общее представление о развитии процессов гипергенеза на
территории Восточной Африки, приведена на рисунке 23.
ABSTRACT
Hypergenesis of the quartemary period has a number of essential peculiarities,
which differ it from the hypergenic processes of more remote geological epoches. This
factor, closely connected with the geographical conditions change in the turn of the
tertiary and quartemary periods, attests eloquently about geochemical processes depen¬
dence, going on in the external part of the lithosphere, from environmental conditions.
The dependence appointed is revealed not only in the planetary scale, but has a more
significant foundation. The material presented in this book proves a relatively close
connection between the hypergenesis manifestations and the landscape-geographical
conditions.
The quarternary period hypergenic processes manifestations are depicted in the
peculiarities of deposits substantial composition of this age. That is why the determina¬
tion of hypergenesis manifestations appeared to be possible only as the result of using
quantitative geochemical and mineralogical research methods.
The combination of comparative-geographical and mineralogo-geochemical re¬
search methods in the processes of hypergenesis manifestations in the quartemary de¬
posits of the European part of Russia, Kazakhstan and Middle Asia allowed to deter¬
mine the main peculiarities of hypergenesis on this territory during the the quartemary
period. The immediate task is to spread such researche over other territories and to
systematize the facts.
The important theoretical meaning of quartemary period hypergenesis cognition
for up-to-date geology and geochemistry and also the necessity of hypergenic mani¬
festations accounting for a number of industry branches (useful mineral search comes
first) give necessary prerequisites for further researche in this sphere.
ЛИТЕРАТУРА
Горбунов Н.И. Высокодисперсные минералы и методы их изучения. М.: АН
СССР, 1963.
Добровольский В.В. Гипергенез четвертичного периода. М.: Недра, 1966.
Казн Л. Геология Бельгийского Конго. Перев. с франц. М.: ИЛ, 1958.
Кинг Л. Морфология Земли. Перев. с англ. М.: Прогресс, 1967.
Полынов Б.Б. Выветривание. Состав континентальных отложений. М.; Л.: АН
СССР, 1935.
Aubert G. Les sols lateritiques // С. г. V Congr. Internat. Sci. Sol. (Leopoldville). 1954.
Pt. 1.
Babington B. Remarks on the geology of the country between Tellicherry and Madras
//Trans. Geol. Soc. London, 1821. V. 5.
Barnes J.W. The mineral resources of Uganda // Bull. Geol. Surv. Uganda. 1961.
№4.
Bishop W. Quaternary geology and geomorphology in the Albertine rift valley, Uganda
// Spec. Paper Geol. Soc. America. 1965. V. 84.
Bishop W.W., TrendallA.E. Erosion surfaces, tectonics and volcanic activity in Uganda
// Quart. J. Geol. Soc. London. 1967. V. 122. Pt. IV.
Blanckenhom M. Neues zur Geologie und Paleontologie Aegyptens // Z. Dtsch. Geol.
Ges. 1901. V.3.
Boulaine J. Etude des sols des plaines du Shelf // Fac. Sci. Alger. 1957.
Boulaine J. Sur quelques sols rouges & carapace calcaire // Bull. Assoc. Fran9. Etude
Sol. 1961. V.3.
Bruckner W. The mantle rock (“laterit”) at the Gold Coast and its origin // Geol. Rund¬
schau. 1955. V. 43. № 2.
Buchanan F. A journey from Madras through the countries of Mysore, Kanara and
Malabar. East India Co. London, 1807.
Campbell J. M. Laterit: its origin, structure and minerals // Mineral. Mag. 1917. V. 17.
Clark J. On the lateritic formation // Madras J. Lit. Sci. 1838. V. 8.
Clark L. The North Elgon Depression, Eastern Uganda // Quart. J. Geol. Soc. London.
1969. V. 125. Pt. 1.
Delibrias G., Dutil P. Formations calcaires lacustres du Quatemaire superieur dans
le massif central saharien (Hoggar) et datations absolues // C. r. Acad. Sci. 1966.
D262. № 1.
De Swardt A.M. Lateritization and landscape development in parts of Equatorial Africa
// Z. Geomorphol. (N. S.). 1964. V. 8. H. 3.
Dixey F. Erosion cycles in Central and Southern Africa // Trans. Geol. Soc. S. Africa.
1942. V. 45.
462
Гипергенные образования Восточной Африки
Doornkamp J.C, Temple Р.Н. Surface, drainage and tectonic instability in part of South¬
ern Uganda // Geogr. J. 1966. V. 132. Pt. 2.
Du Bois C.G., Jeffery P.G. The composition and origin of the laterites of the Entebbe
Peninsula, Uganda Protectorate // Colon. Geol. & Mineral Resources. 1955. V. 5.
Durand J.H. Les croutes calcaires d’Afrique du Nord etudiees a la lumiere de la j bio-
rhexistasie // Serv. Etudes Scient., Pedol. et Agrol. 1956. V. 2.
Fischer Th. Wissenschaftliche Ergebnisse einer im Atlas-Vorland von Morocco // Pe-
termanns Geogr. Mitt. 1900. V. 133.
Fraas O. Aus dem Orient. Geologische Beobachtungen am Nil, auf der Sinai-Halbinsel
und in Syrien. Stuttgart, 1867.
Harrassowitz H. Laterit. Material und Versuch erdgestichlicher Auswertung // Fortschr.
Geol. u. Palaontol. 1926. № 14.
Harrassowitz H. Boden der tropischen Region. Laterit und allitischer (lateritischer)
Rotlehm. Handbuch der Bodenlehre. Berlin, 1930.
Harris J.F. Summary of the geology of Tanganyika. Pt. IV. Dar-es-Salaam, 1961.
Harrison J.B., Reid K.D. The residual earth of British Guiana commonly termed “lat-
erite” // Geo|. Mag. 1910. V. 47.
Hepworth J. V. The relative ages of plateau and plain in West Nile district as indicated
by Quaternary erosion surfaces // Rec. Geol. Surv. Uganda. 1957-1958. Entebbe,
1962.
King B. The Napak Area of Southern Karamoja, Uganda // Mem. Geol. Surv. Uganda.
1949. №V.
Kulp J.L., Trites A.E. Differential thermal analysis of natural hydrous ferric oxides //
Amer. Mineralogist. 1951. V. 36. № 1.
MacLaren M. On the origin of certain laterites // Geol. Mag. 1906. V. 3.
Maignien К Le coirassement des sols en Guinee Afrique occidentale. Strasbourg, Imp.
Univ., 1959.
McConnell R.B. The erosion surfaces of Uganda // Colon. Geol. & Mineral. Resources.
1955. V. 5.
McFarlane M.J. Lateritization and landscape development in parts of Uganda. Thes.
Doct. Univ. London, 1969.
McFarlane M.J. Lateritization and landscape development in Kyagwe, Uganda // Quart.
J. Geol. Soc. London. 1971. V. 126. Pt. 4. № 504 (for 1970).
McKie D. Mineralogical notes // Rec. Geol. Surv. Tanganyika, Dar-es-Salaam. 1958.
V. 6.
Mehra O.P., Jackson M.L. Iron oxide removal from soils and clays system buffered
with sodium bicarbonate by a dithionite-citrat // Clays & clay minerals. 1960.
V. 5.
Mennel F.P. Notes on Rhodesian laterites // Geol. Mag. 1909. V. 5. № 6.
Moore W.R. Geology of quarter degree sheet 168, Bagamojo // Rec. Geol. Surv. Tang¬
anyika, Dar-es-Salaam. 1963. V. 10.
Ohle W. See-Erz, Rostrohren und verwandte konkretionen // Geol. Rundschau. 1934.
V. 25. № 4.
Ollier C.D, A two-cycle theory of tropical pedology // J. Soil. Sci. 1959. V. 10. № 2.
Pallister J. W Erosion levels and laterite in Buganda Province, Uganda // С. г. XIX
Internat. Geol. Congr., Sect. 21. Alger, 1954.
Гипергенные образования Восточной Африки
463
Pallister J.W. The geology of Southern Mengo // Rept. Geol. Surv. Uganda, Entebbe.
1959. №1.
Passarge S. Verwitterung und Abtragung in den Steppen und Wusten Algeriens //
Geogr. Z. 1909. H. 9.
Prescott J.A., Pendleton R.L. Laterite and lateritic soils // Com. Bur. Soil Sci. Tech.
Commun. 1952. V. 47.
Sampson D.N., Wright A.E. The geology of the Uluguru Mountains // Bull. Geol. Surv.
Tanganyika. 1965. №37.
Sanders L.D. Geology of the Eldoret area // Rept. Geol. Surv. Kenya. 1963. № 64.
Schoeman J.J. A geological reconnaissance of the country between Embu and Meru //
Rept. Geol. Surv. Kenya. 1951. № 17.
Simpson E.S. Notes on laterite in Western Australia // Geol. Mag. 1912. V. 49.
Tamm O. Uber Oxalatmethode in der chemischen Bodenanalyse // Med. Statens Skogs-
forsokanstalt, 1934. 27.
Temple P.H. Geomorphological map of Uganda (with explanatory notes) // Atlas of
Uganda. 1967.
Trendall A.F. The formation of apparent peneplains by a process of combined lateritiza-
tion and surface wash // Z. Geomorphol. (N. S.). 1962. V. 6.
Vageler P. Grundriss der tropischen und subtropischen Bodenkunde. Berlin, 1935.
Walter J. Latent in West Australia//Z. Dtsch. Geol. Ges. 1915. V. 67.
WaylandEJ. The peneplains of East Africa // Geogr. J. 1933. V. 82; 1937. V. 83.
Young A., Stephen Y. Rock weathering and soil formation on highaltitude plateaux of
Malawi // J. Soil Sci. 1965. V. 16. № 2.
СТАТЬИ
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ ПОКРОВНЫХ
КРАСНОЦВЕТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ КУБЫ
Наиболее распространенным типом почвообразующих пород Кубы служат
рыхлые красноцветные образования. Во многих районах они образуют сплошной
покров или перемежаются с песчано-глинистыми отложениями серого и серо¬
желтого цвета. Суммарная площадь распространения красноцветных покровных
отложений превышает 2/3 всей территории Республики Куба (рис. 1). Многие
важные свойства почв, начиная с их окраски, связаны с этими оригинальными
образованиями или обусловлены ими. В настоящем сообщении рассматриваются
результаты изучения условий залегания и распространения красноцветных отло¬
жений Кубы, проведенного нами в 1977 г.
Красноцветные отложения Кубы покрывают горные породы разного состава,
строения и возраста: древнейшие породы Кубы - метаморфические сланцы о.
Пинос, сильно дислоцированные алевритовые сланцы юрского возраста свиты
Сан-Каэтано, почти горизонтально залегающие известняковые толщи палеогена
и нижнего неогена. Мощность красноцветных покровов непостоянна и колеблет¬
ся от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров. Рассматриваемые
отложения располагаются на разных геоморфологических уровнях, за исключе¬
нием самых низких морских террас голоценового возраста (Себоруко и Боко-де-
Харуко) и пойм рек. В горах эти отложения встречаются спорадически, так как
с крутых склонов они смыты и сохранились лишь в трещинах и кавернах. На¬
иболее хорошо они представлены на низких равнинах, холмистых предгорных
возвышенностях и на плоских поверхностях мес и месет - останцах некогда про¬
тяженных плато.
Беглое знакомство с условиями залегания этих отложений может создать впе¬
чатление об элювиальной коре выветривания. Однако внимательное изучение
контакта красноцветного покрова с подстилающими породами не подтверждает
такого предположения. Граница между коренными породами и перекрывающими
их красноцветами обычно отчетливая. Эта граница часто маскируется вмыванием
тонких частиц из красноцветной толщи в подстилающую породу. Приконтакгная
часть породы, пропитанная дисперсным красным веществом, создает иллюзию
элювиального перехода свежей породы в красноцветную толщу.
Впервые опубликовано в журнале “Почвоведение”. 1980. №7.
-рь
ON
00
- выходы известняков, лишенные красноцветных покровов; 5 - территории сплошного (а) и спорадического (б) распространения красноцветных
образований
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
Ггохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
469
Микроморфологическое изучение образцов, последовательно взятых в про¬
филе от свежей породы до красноцветных покровов, показало, что их микростро¬
ение не имеет ничего общего со струюурой подстилающих пород и характери¬
зуется сложной агрегированностью обломочных минералов, глинистых частиц
и новообразований. Приведенные данные позволяют рассматривать красноцвет¬
ные отложения как перемещенные продукты выветривания, а не элювий в узком
смысле этого термина. Вопрос о взаимоотношении состава пород и покрываю¬
щих их красноцветов будет рассмотрен ниже, после изложения фактического ма¬
териала.
Формирование красноцветных покровов приурочено к определенному отрез¬
ку геологического времени. Самые древние отложения этого типа имеют позд¬
немиоценовый возраст. Широкое распространение они получили в плиоцене
и особенно в плейстоцене. В это же время интенсивно развивались процессы
денудации, следы которых сохранились в виде серии поверхностей выравни¬
вания. Биоклиматические условия влажных тропиков благоприятствовали ин¬
тенсивному гипергенному преобразованию горных пород, но энергичная де¬
нудация не давала возможности формироваться мощным корам выветривания.
В процессе активного образования склонов продукты выветривания не остава¬
лись на месте, а смывались дождевыми водами и входили в состав своеобразных
элювиально-делювиальных отложений, постепенно покрывавших обширные
пространства.
Красноцветные покровные отложения Кубы изучены неравномерно. Отложе¬
ния, покрывающие серпентинитовые массивы, неоднократно изучались в связи с
поиском никелевых руд, особенно на востоке, в провинции Ориенте. В ряде работ
[Бугельский, 1975; Корин и др., 1973; и др.] имеются данные о химическом и ми¬
нералогическом составе, содержании рассеянных металлов в красноцветных об¬
разованиях на серпентинитах. Группа голландских почвоведов сделала попытку
точного количественного расчета реакций, протекающих при образовании крас¬
ноцветных продуктов выветривания массива серпентинитов, расположенного в
районе Матансаса [Driven et al., 1976]. Эти исследователи исходили из представ¬
лений о теоретических полях устойчивости химических соединений в координа¬
тах Eh-pH [Гареллс, Макензи, 1974]. Названные авторы получили ценные данные
по химическому составу изученных образцов и определению минералогического
состава глинистой фракции, однако не изучили реальный минералогический со¬
став, ограничившись условным пересчетом результатов химического анализа на
“нормативный минералогический состав”. Несовершенство такого подхода было
убедительно показано М.Ф. Стащуком [1968].
Значительно менее полные данные получены для красноцветных отложений,
покрывающих другие породы, хотя эти отложения распространены на значитель¬
но большей территории по сравнению с красноцветами на серпентинитах. Поэ¬
тому в настоящей статье преимущественное внимание уделяется красноцветам,
покрывающим известняки, алевриты, кристаллические сланцы.
470
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
Гранулометрические анализы показали, что красноцветные отложения хорошо
сортированы и обычно имеют суглинистый состав. Это позволяет предполагать
однотипность динамических процессов, формировавших красноцветный покров
в разных районах. Результаты химических анализов, имеющиеся в литературе
[Бугельский, 1975; Зонн, 1968; Bennet, Allison, 1966; Driven etal., 1976; Genesis...,
1973], и наших образцов свидетельствуют о значительном колебании главных хи¬
мических элементов. В красноцветах, перекрывающих массивы серпентинитов,
отмечается очень большое количество валового Fe203 (до 60-70% от веса абс. су¬
хого вещества), незначительное - Si02 (менее 10, часто 2-5%), умеренное - А1203
(10-15%). В других случаях наблюдалось менее высокое содержание валового
Fe203 (15-30%) и соответственно более значительное количество SiOz (30-40%) и
А1203 (25-30%). При изучении распределения главных химических элементов по
фракциям установлено, что материал красноцветных аккумуляций неоднороден:
имеются различия в составе высокодисперсной, алевритовой и песчаной фракций
(табл. 1). Образец, взятый в районе Гуира-де-Мелена, характеризует красноцвет¬
ные покровы на кайнозойских известняках, слагающих обширные пространства.
Образец, взятый на востоке Сьерра Кахальбана, типичен для красноцветных от¬
ложений, покрывающих выходы крупных массивов серпентинитов и характери¬
зующихся очень высоким содержанием железа.
Таблица 1
Результаты химического анализа фракций красноцветных отложений
(аналитик Л.В. Алещукин)
Образец
SiO,
ALO.
FeA
Потери при
2
2 3
2 3
прокаливании
Сумма
Общий
образец
Гу ира-де-Мелена
30.80
ши
22.80
15.76
99.6
36,77
36,17
27,50
Не опр.
100,44
Фракция:
>0,5мм
8.41
17.50
54.90
14,10
94.91
9,79
20,37
63,91
Не опр.
94,07
0,1-0,01 мм
Шй
24.40
24.60
13.20
98.40
41,70
28,11
28,34
Не опр.
98,15
<0,001 мм
35,32
27.40
23.00
13.99
98.17
40,59
31,49
26,50
Не опр.
98,58
Общий
1Ш
Сьерра I
11.55
(ахальбана
64*40
11.92
98.87
образец
12,50
13,05
73,10
Не опр.
98,65
Фракция:
0,1-0,01 мм
10.10
9.70
69.10
9.30
98.40
11,13
10,90
76,18
Не опр.
98,21
<0,001 мм
9.40
1Ш
62.50
14.55
96.45
11,00
11,70
73,14
Не опр.
95,84
Числитель - % от абс. сухого вещества, знаменатель - % от прокаленного вещества.
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
471
Для выяснения причин колебания химического состава было предпринято де¬
тальное минералогическое изучение красноцветов. Установлено, что в песчаных
и алевритовых фракциях преобладают агрегаты дисперсных частиц, сцементи¬
рованные оксидами железа, в небольшом количестве присутствует кварц, содер¬
жание тяжелой подфракции высокое. Последняя в значительной мере состоит из
гидрогётита и гидрогематита. Среди обломочных минералов находятся наиболее
устойчивые к воздействию выветривания (магнетит, ильменит, шпинель и т.п.).
Характерная особенность состава крупнозернистых фракций - содержание ока¬
танных обломков и конкреций гидроксидов железа, которые называются на Кубе
“perdigon” (по-испански “дробь”). Их размер варьирует от десятых долей мил¬
лиметра до 0,5-1,0 см. В некоторых образцах фракции >1 мм почти полностью
состоят из конкреций и окатанных обломков латеритных панцирей. Именно этим
объясняется резкое увеличение содержания Fe203 во фракции >0,5 мм образца
из Гуира-де-Мелена. Необходимо также отметить присутствие довольно редко¬
го минерала маггемита (точнее гидромаггемита), который внешне неотличим от
других гидроксидов железа и диагностируется только благодаря хорошей магнит-
ности. Рентгеноструктурный анализ магнитных железистых новообразований,
выполненный в ИГЕМ АН СССР под руководством С.И. Берхин, показал, что в
новообразованиях наблюдается смесь гидрогематита и гидромаггемита (табл. 2).
В красноцветных толщах со следами воздействия грунтовых вод встречаются
мелкие конкреции железомарганцевого состава, в которых содержится до 15-20%
псиломелана. При просмотре шлифов с ненарушенным естественным сложением
в отдельных образцах наблюдался гиббсит. Этот минерал особенно характерен
для материала карстовых участков к востоку от Сьерра Кахальбана, где он образу¬
ет скопления мелких зерен величиной от 0,01 мм и мельче. Учитывая столь незна¬
чительные размеры, образцы были изучены с увеличением до 10 000 при помощи
Таблица 2
Результаты рентгеноструктурного анализа магнитных гидроксидов железа из
красноцветных отложений Сьерра Кахальбана
Номер
линии
Интенсивность
рефлексов в
баллах
Межплоскостные
расстояния, А
Номер
линии
Интенсивность
рефлексов в
баллах
Межплоскостные
расстояния, А
1
1
4,77
11
4 (широкая)
1,835
2
1
4,08
12
8
1,694
3
3
3,66
13
6
1,599
4
4
2,94
14
1
1,572
5
2
2,77
15
10
1,475
6
5
2,67
16
6
1,447
7
10
2,50
17
3
1,307
8
4
2,20
18
2
1,268
9
4
2,08
19
1
1,137
10
1
2,04
472
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
растрового электронного микроскопа модели HSM-2 фирмы “Хитачи” (Япония).
При увеличении в 1-3000 видно, что гиббсит представлен хорошо сформирован¬
ными кристаллами псевдоромбоэдрического габитуса с формами {001} и {110}.
В красноцветных отложениях к югу от Гаваны встречены кристаллы гиббсита
со следами интенсивного растворения. Приведенные данные свидетельствуют об
активном перераспределении железа, марганца и алюминия в процессе формиро¬
вания красноцветных аккумуляций.
Наряду с общими чертами минералогического состава крупнодисперсных
компонентов обнаруживаются особенности, обусловленные влиянием местных
горных пород. При изучении микроморфологии красноцветных отложений под
микроскопом установлено, что их строение не имеет ничего общего со структу¬
рой подстилающих пород и характеризуется сложной агрегированностью смеси
обломочных минералов, глинистых частиц и новообразований. Связь с коренны¬
ми породами проявляется в виде большей или меньшей примеси компонентов
тех пород, за счет которых были образован^ красноцветы. Так, например, крас¬
ноцветные отложения, залегающие на кристаллических сланцах о. Пинос, пере¬
полнены кварцем, а красноцветы, перекрывающие покрывающие серпентинито-
вые массивы, содержат этот минерал в незначительном количестве, в тяжелой
фракции много ильменита, хромшпинелидов. В местах выхода метаморфических
пород основного состава в тяжелой фракции красноцветных отложений много
эпидота, дистена, силлиманита. На западе Кубы в области широкого развития
сланцев формации Сан-Каэтано в красноцветах встречаются лейкоксен и циркон.
Эти примеры можно было бы продолжить.
Преобладающая часть массы красноцветных отложений представлена части¬
цами <0,001 мм. Их содержание редко уменьшается до 25%, а часто достигает
90% от веса образца. Изучение высокодисперсной фазы красноцветов выполнено
в Почвенном институте им. В.В. Докучаева под руководством Б.П. Градусова на
рентгенодифрактометре типа ДРОН-2. Использовано медное излучение, филь¬
трованное Ni.
Фракция <0,001 мм обычно состоит из гипергенных силикатов и гидроксидов
железа. Последние представлены тонкокристаллическим гётитом и гематитом, а
также рентгеноаморфным гидроксидом типа ферригидрита. Гётит диагностиру¬
ется на дифракгограммах по сильному рефлексу 4,15-4,19 А, а также по менее
крупным пикам 2,69 и 2,45 А. Для гематита диагностическими являются рефлек¬
сы 2,69 и 2,51 А. Как правило, содержание гетита больше, чем гематита. В крас¬
ноцветных покровах, образованных за счет переотложения продуктов выветри¬
вания ультрабазитов, гидроксидов больше, чем дисперсных силикатов (рис. 2, а).
В тонкодисперсной части красноцветов, образованных из продуктов выветрива¬
ния пород более кислого состава, минералы группы гидроксидов железа находят¬
ся в подчиненном количестве (рис. 2, б).
Высокодисперсные силикаты преимущественно представлены минералами
группы “несовершенного” каолинита (по-видимому, типа метагаллуазита) и гид-
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
473
Рис. 2. Типичные рентгендифрактограммы
фракции <0,001 мм красноцветных отложений без
дополнительной химической обработки
а - преобладают гётит и гематит, есть при¬
месь дисперсных силикатов (Сьерра Кахальбана);
б - преобладают минералы группы метагаллуазита,
есть примесь гётита и гематита (Гуира-де-Мелена)
рослюда-смектитовыми смешанослойными образованиями. Для минералов типа
метагаллуазита характерен сильный базальный рефлекс около 7,2-7,5 А и хорошо
выраженный рефлекс 3,53 А. При насыщении этиленгликолем кристаллическая
структура этих минералов не расширяется, а при прокаливании до 550° - разру¬
шается. Для смешанослойных минералов гидрослюда-смектитового типа харак¬
терен базальный рефлекс от 10 А и больше (до 14 А), причем после насыщения
этиленгликолем кристаллическая структура смектитового компонента расши¬
ряется и его межплоскостное расстояние достигает 20 А, а после прокаливания
при 550° вновь уменьшается до исходной величины. Гидрослюдистый компонент
обладает устойчивыми к насыщению этиленгликолем и прокаливанию рефлек¬
сами около 10; 4,8 и 3,34 А. Довольно часто во фракции <0,001 мм наблюдается
гиббсит. Он диагностируется по рефлексам 4,84 и 4,38 А, которые не реагируют
на пропитывание образца этиленгликолем и прокаливание, а также не снимаются
обработкой по методу Мера-Джексона.
Высокодисперсные минералы образуют определенные ассоциации. Из них
наиболее распространены (рис. 3): 1) ассоциация с преобладанием минералов
типа метагаллуазита, подчиненным количеством гидрослюда-смекгитовых сме¬
шанослойных образований, гидрогётита и других оксидов железа; 2) ассоциа¬
ция с преобладанием гидрослюда-смекгитовых образований, подчиненным ко¬
личествам минералов типа метагаллуазита и оксидов железа; 3) ассоциация с
преобладанием гидрогётита и других оксидов железа, подчиненным количест¬
вом тонкодисперсных гипергенных силикатов. Третья ассоциация характерна для
красноцветных отложений, перекрывающих массивы серпентинитов. В любой из
перечисленных ассоциаций возможно присутствие гиббсита.
С особенностями минералогического состава красноцветных образований
связан определенный комплекс рассеянных элементов. Их содержание опреде¬
лено методом эмиссионного спектроскопического анализа в Институте минера¬
логии и геохимии редких и рассеянных элементов (ИМГРЭ). Выявлено, что для
474
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
Рис. 3. Типичные рентгендифрактограммы фракции <0,001 мм красноцветных отложений пос¬
ле обработки по методу Мера-Джексона
/ - ассоциация с преобладанием минералов группы метагаллуазита; II - ассоциация с пре¬
обладанием смешанослойных минералов группы “гидрослюда-смектит”; III - метагаплуазит-гид-
рослюда-смектитовая ассоциация среди преобладающих рентгеноаморфных гидроксидов железа:
а - образец в воздушно-сухом состоянии; б - образец после насыщения этиленгликолем; в - образец
после прокаливания до 550°С
изученных образований характерно повышенное содержание тяжелых металлов:
хрома, никеля, меди и др. Носителями повышенных количеств этих элементов
служат новообразования оксидов железа и высокодисперсное вещество. В силу
этого концентрация тяжелых металлов возрастает с увеличением содержания же¬
лезистых минералов и фракции <0,001 мм. Так как оксиды железа накапливаются
среди крупных частиц >0,5-1,0 мм, максимум содержания хрома, никеля, меди и
других тяжелых металлов приходится на фракции >0,5 мм. Менее высокое содер¬
жание обнаружено во фракции < 0,001 мм и минимальное - в мелкообломочной
части изученных отложений 0,1-0,01 мм (табл. 3). Концентрация некоторых ме¬
таллов в красноцветных отложениях, залегающих на площади выходов серпенти¬
нитов, очень сильно увеличивается: никеля, кобальта и хрома в этих отложениях
в 10-л раз больше по сравнению с аналогичными отложениями других районов.
Одновременно относительно уменьшается концентрация свинца и циркония.
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
475
Таблица 3
Распределение рассеянных металлов по фракциям, мм
Банья Онда
Гуира-де-Мелена
Сьерра Кахальбана
Металл
>0,5
0,1-
0,01
<0,001
тяжелая
>0,5
0,1-
0,01
<0,001
тяжелая
>0,5
0,1-
0,01
<0,001
тяжелая
Сг
30
3
6
60
400
70
8
300
1000
500
300
1000
V
30
10
30
30
40
8
10
40
10
10
8
10
Ni
10
1
2
10
10
3
10
8
300
300
300
300
Со
0,5
0,1
0,2
2
20
5
0,7
8
40
40
10
50
Си
10
2
8
4
20
10
10
15
3
8
8
2
Zn
20
3
20
20
30
10
15
20
30
40
20
30
Pb
3
2
2
2,5
3
10
6
3
1
0,3
0,3
0,2
Sc
1
0,3
0,4
0,8
3
1
7
3
7
3
3
7
Zr
4
3
7
4
10
30
7
10
1
1
1
1
Содержание рассеянных элементов в общей массе красноцветных покровов раз¬
ных районов испытывает некоторые колебания, однако для обширных районов,
за исключением площади выходов серпентинитов, можно определить величину
среднего содержания этих элементов. В качестве примера в таблице 4 приведены
соответствующие данные для Западной Кубы.
Таблица 4
Содержание рассеянных химических элементов в красноцветных отложениях,
не связанных с гипербазитами
Элемент
Среднее
арифметическое,
ыо-3%
Квадратичное
отклонение,
но-3%
Коэффициент
вариации, %
Кларк
концентраций*
Ti
720,0
300,0
41
1,4
Мп
242,0
163,0
68
2,6
Сг
52,0
17,0
33
5,2
V
19,0
10,0
52
1,4
Ni
18,0
9,5
53
2,4
Со
2,9
1,9
66
1,2
Сц
15,0
3,3
22
1,7
Zn
71,0
62,0
87
10,1
Pb
5,3
2,2
42
4,1
Mo
0,3
0,1
42
1,1
Ga
1,7
0,4
24
1,1
Ge
0,2
0,1
20
1,0
Sc
0,4
0,3
80
0,2
Y
2,2
1,4
63
0,7
Yb
0,2
0,1
65
0,6
Zr
11,6
4,0
34
0,7
Nb
1,2
0,2
16
0,6
ф Кларковые значения элементов приняты по Б. Мейсону [1971].
476
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
Наряду с выявленными минералами в красноцветах содержатся неминерало¬
гические формы железа и, возможно, алюминия. Об этом свидетельствуют следу¬
ющие факты. Как отмечено выше, после обработки фракции <0,001 мм по методу
Мераг-Джексона на дифрактограммах четко видны рефлексы гиббсита. Следова¬
тельно, гиббсит при этой обработке не разрушается. В то же время в фильтрате
обнаруживаются ощутимые количества А1203. Может быть, в данном случае рас¬
творяется аморфный, еще не изученный минерал оксида алюминия, но вполне
возможно, что обнаруживается неминералогическая форма этого металла.
Интересны данные, относящиеся к железу. Изучение вещества красноцвет¬
ных отложений показало, что окраска обусловлена не минералами группы окси¬
дов железа, а цветом глинистых частиц [Добровольский, 1974]. Красные глинис¬
тые частицы имеют светопреломление 1,590-1,600. Эта величина значительно
ниже оптических констант гётита, гематита и других природных оксидов железа.
Следовательно, нельзя предполагать наличие пленки какого-либо оксида железа,
покрывающей глинистые частицы [Bloomfield, 1950], так как пленка минералоги¬
чески индивидуализированного оксида железа обладает соответствующей вели¬
чиной светопреломления. Окраска глинистых частиц не исчезает под действием
азотной, соляной, серной кислот и реактива Тамма, но полностью снимается при
обработке по методу Мера-Джексона. После потери красного цвета величина
светопреломления глинистых частиц снижается до 1,540-1,545.
Изложенные факты позволяют предполагать физико-химическую связь окиси
железа с поверхностью глинистых частиц. Прочность этой связи в разных образ¬
цах неодинакова. Окраска красноцветных образований Кубы обычно полностью
не снимается при 3-кратной обработке, как это предусмотрено методикой Мера-
Джексона, а требуется 5- даже 6-кратная обработка. Возможно, что количества
железа и алюминия, извлекаемые последующими (сверх 3-кратной) обработка¬
ми, связаны с растворением индивидуализированных, но весьма дисперсных ми¬
нералов.
Из таблицы 5 видно, что количество относительно слабо связанного железа,
извлекаемого при 3-кратной обработке, равно 2-5% от веса абс. сухого образца.
Это составляет 10-15% от валового количества Fe203. После 5-кратной обработки
извлекается Fe203 в количестве 7-8% от веса абс. сухого образца (или 25-30% от
валового Fe203). Особенно много окиси железа извлекается из красноцветов, со¬
стоящих из переотложенных продуктов выветривания ультрабазитов (более 17%
от веса абс. сухого образца). Имеются указания о еще большем количестве Fe203,
извлекаемом методом Мера-Джексона [Зонн, 1968; Carson, Kunze, 1967].
Значительно меньше непрочно закрепленных соединений алюминия. При
3-кратной обработке обычно извлекается А1203 от 0,7 до 1,4% от веса абс. сухого
образца (или всего 2-2,5% от валового А1203), при 5-кратной - 0,9-1,5% от веса
абс. сухого образца (или 3-4% от валового А1203). Исключение составляют крас-
ноцветы, сложенные продуктами выветривания ультраосновных пород. В этом
случае извлекается А1203 при 3-кратной обработке более 1,5%, а при 5-кратной
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отлсокений Кубы
477
Таблица 5
Содержание железа и алюминия, извлекаемых методами Тамма и Мера-Джексона,
в % от абс. сухого вещества (аналитик Л.В. Алещукин)
Образец
Вытяжка Тамма
Вытяжка п
Мера — ^
о методу
жексона
Fe20,
AI2Oj
Fe.
О,
ALO
/
II
/
II
Анафе 1
0,08
0,20
4,85
7,90
0,82
1,14
Анафе 2
0,12
0,20
2,68
6,83
0,70
1,02
Сан-Антонио
0,05
0,17
2,94
6,75
0,71
0,85
Артем иса
0,19
0,25
2,03
3,13
0,65
0,95
Сан-Кристобаль
0,02
0,10
3,06
8,20
1,41
1,55
Виналес
0,06
0,25
2,25
7,88
0,63
0,93
Банья Оцда
0,05
0,12
4,10
7,50
0,84
1,05
Харука
0,06
0,14
3,76
7,20
0,70
0,86
Гуира-де-Мелена
0,05
0,18
5,89
7,63
1,10
1,28
Там же, <0,001 мм
0,11
0,28
4,20
5,25
0,86
1,18
Сьерра Кахальбана
0,12
0,22
4,99
17,20
1,69
1,99
Там же, <0,001 мм
0,02
0,18
4,14
10,50
из
1,33
/ - 3-кратная обработка; И - S-кратная обработка.
- около 2,0% от веса абс. сухого образца, что соответствует 16 и почти 20% от
валового А1203.
С учетом полученных данных генетические взаимоотношения красноцвет¬
ных отложений с подстилающими породами представляются весьма сложными.
С одной стороны, изученные отложения обладают некоторыми общими чертами,
приобретенными в результате однотипных условий гипергенного генезиса. К ним
относятся более или менее значительная глинистость; преобладание среди обло¬
мочных минералов устойчивых; красный цвет, обусловленный сорбированными
оксидами железа; определенный набор рассеянных металлов. С другой стороны,
на состав отложений оказали большое влияние исходные коренные породы. Осо¬
бенно отличается состав красноцветных образований, залегающих на массивах
серпентинитов и образующих вокруг них ореолы рассеяния специфических про¬
дуктов выветривания. Эти продукты характеризуются очень высоким содержа¬
нием оксидов железа, в том числе форм, извлекаемых методом Мера-Джексона,
особой ассоциацией тонкодисперсных минералов и повышенной концентрацией
хрома, никеля, кобальта.
Следует особо остановиться на взаимоотношении красноцветных отложений
и часто подстилающих их известняков. Существует мнение, что красноцветы
являются элювием известняков. В то же время некоторые геологи [Бугельский,
Формель-Кортина, 1974] и почвоведы [Зонн, 1974] пришли к заключению, что
красноцветные толщи, покрывающие на большой площади известняки, генети¬
478
Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложений Кубы
чески с ними не связаны. Наши данные полностью подтверждают этот вывод.
Минералогический состав нерастворимой части известняков, а также соотноше¬
ния содержащихся в них рассеянных элементов, отличаются от того, что наблю¬
дается в красноцветных отложениях. Вместе с тем, известняковые толщи, несом¬
ненно, оказывали влияние на аккумуляцию красноцветных продуктов площад¬
ного смыва и в ряде случаев контролировали их распространение. По-видимому,
кислые растворы, переносившие тонкие взвеси тинистых минералов, золей ок¬
сидов железа и алюминия, комплексные органические соединения этих метал¬
лов, при контакте с известняками нейтрализовались, следствием чего были коагу¬
ляция и осаждение взвешенных и растворенных веществ. Очевидно, поверхность
известняков служила геохимическим экраном, способствовавшим аккумуляции
железооксидного и глинистого материала. Вероятно, именно это обстоятельство
явилось главным фактором возникновения пространственной связи карбонатных
пород с красноцветными покровами. В процессе накопления красноцветного ма¬
териала карстовые воронки и каверны, через которые особенно активно фильтро¬
вались поверхностные воды, часто выполняли роль геохимических ловушек по
отношению к оксидам железа и алюминия. Это подтверждается обнаружением
залежей бокситов в карстовых формах известнякового рельефа в провинциях Ма-
тансас и Пинар-дель-Рио.
В результате всего вышеизложенного установлено, что красноцветные отложе¬
ния, покрывающие значительную часть поверхности Кубы, представляют собой
сложное гипергенное образование неоген-плейстоценового возраста. Они имеют
силикатно-железооксидный химический состав. С преобладающими минералами
(гидроксидами железа и высокодисперсными гипергенными силикатами) связан
комплекс рассеянных тяжелых металлов, кларк концентрации которых более 2,5
(цинк, свинец, хром, марганец, никель).
Наряду с закономерной ассоциацией остаточных и новообразованных мине¬
ралов в красноцветных отложениях наблюдаются особые (непрочносвязанные)
формы оксидов железа и алюминия, возможно, находящиеся в физико-химичес¬
кой связи с тонкодисперсной силикатной фазой.
Красноцветные отложения, покрывающие гипербазиты (серпентиниты), от¬
личаются особым минералогическим составом, значительным содержанием не¬
прочносвязанных форм А1203 и Fe203 и очень высокой концентрацией хрома,
никеля и кобальта.
ЛИТЕРАТУРА
Бугельский Ю.Ю. Закономерности формирования рудоносных кор выветривания
влажных тропических областей (на примере острова Куба): Автореф. дисс.
М., 1975.
Бугельский Ю.Ю., Формель-Кортина Ф. О наличии бокситоносных кор выветри¬
вания на Кубе // Кора выветривания. М.: Наука, 1974. №14.
Гаррелс R, Маккензи Ф. Эволюция осадочных пород. М.: Мир, 1974.
Добровольский В.В. Окраска красноцветных отложений плиоцен-нижнеплейсто-
ценового возраста // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода.
1974. Вып.41.
Зонн С.В. Особенности почвообразования и главные типы почв Кубы // Генезис
и география почв зарубежных стран по исследованиям советских географов.
М.: Наука, 1968.
Зонн С.В. Новые аспекты генезиса некоторых тропических почв Кубы // Генезис
и география почв зарубежных стран по исследованиям советских географов.
М.: Наука, 1974.
Корин И.З., Финько В.И., Коутин П.П. Геология и генезис никелевых месторож¬
дений в коре выветривания Кубы // Геология полезных ископаемых Кубы. М.:
Наука, 1973.
Мейсон Б. Основы геохимии. М.: Недра, 1974.
СтащукМФ. Проблема окислительно-восстановительного потенциала в геоло¬
гии. М.: Недра, 1968.
Bennet Н.Н., Allison R. V. Los suelos de Cuba. La Habana, 1966.
Bloomfield C. Experiments on mechanism of gleyformation // J. Soil Sci. 1950. V. 1.
№2.
Carson C.D., Kunze G.W. Red soils of East Texas developed in glauconitic sediments
III. Soil Sci. 1967. V. 104. №3.
Driven I.M.C., van Schuylenborgh I., van Breemen N. Weathering of serpentinite in
Matanzas province, Cuba. Mass transfer calculations and irreversible reaction path¬
ways I I Soil Sci. Soc. Amer. Joum. 1976. V. 40. № 6.
Genesis у classification de los suelos de Cuba. Academia de Ciencias de Cuba. La
Habana, 1973.
ЛАТЕРИТНЫЕ КИРАСЫ КУБЫ И ПИНОСА
Латеритные коры - одно из наиболее характерных гипергенных образований
тропических территорий. К сожалении, так исторически сложилось, что в этот
термин разные авторы вкладывают неодинаковый смысл. К латеритам относят и
мощные древние остаточные элювиальные коры, и плотные гидрогенные аккуму¬
ляции, и рыхлые переотложенные продукты выветривания красного цвета. Поэ¬
тому, во избежание неясностей, мы применяем термин латеритная кираса (пан¬
цирь), что соответствует понятию “lateritic duricrust” в английской терминологии,
“cuirasse lateritigue” - во французской и “Eisenkruste” - в немецкой.
Латеритные кирасы - горизонт, состоящий из обломочных пород, сцементи¬
рованных гидроксидами железа в сплошную плиту, или сложенный отдельными
конкрециями, местами сливающимися между собой. Мощность такого горизонта
невелика, обычно редко превышает 1-2 м, но благодаря своей прочности он бро¬
нирует выровненную поверхность подобно панцирю.
Кирасы распространены на огромном пространстве платформ - фрагментов
Гондваны в Африке, Южной Америке, на Мадагаскаре, Индостане и Австралии.
Результаты детального изучения африканских кирас [Добровольский, 1974; Се¬
ливерстов, 1978; McFarlane, 1976] позволили выяснить закономерности их фор¬
мирования в платформенных условиях. Значительно меньше сведений о строе¬
нии и минералого-геохимических особенностях кирас, сформированных в гео-
синкпинальных зонах, в условиях напряженного тектонического режима. В этом
отношении большой интерес представляют Куба и о. Пинос, где автор настоящей
статьи в 1977 г, имел возможность изучить гипергенные образования.
Куба находится между Багамской плитой и геосинклинальными впадинами
Карибского моря. По времени главной фазы складчатости территория Кубы и
Пиноса относится к области среднекайнозойской складчатости. Согласно совре¬
менным тектоническим построениям [Пущаровский и др., 1967], миогеосинкли-
нальная зона, расположенная под акваторией Флоридского пролива, захватывает
лишь северное побережье Кубы, большая же часть этого острова, как и Пиноса,
расположена в эвгеосинклинальной зоне. Сочленение этих двух зон намечается
системой крупных субширотных разломов и приуроченных к ним массивов уль-
траосновных пород.
Впервые опубликовано в кн.: Геохимия ландшафтов и география почв. М.: МГУ, 1982.
Латеритные кирасы Кубы и Пиноса
481
Геосинклинальный комплекс охватывает мезозойские и неогеновые образова¬
ния. В этом протяженном интервале времени, начиная с верхней юры, отдельные
участки Кубы и Пиноса были сушей. В периоды континентального режима на
пенепленезированной поверхности этих участков были образованы коры вывет¬
ривания с мощным, глубоко проработанным профилем. Остатки древних кор вы¬
ветривания на горных породах кислого состава наиболее хорошо сохранились на
о. Пинос. Примером может служить каолиновая кора на кристаллических слан¬
цах, предположительно докембрийского возраста, у пос. Санта Барбара. Мощ¬
ность этой коры измеряется десятками метров. На ультраосновных породах были
сформированы широко известные нонтронитовые коры выветривания Кубы, с
которыми связаны промышленные концентрации никеля. Имеются данные о вер¬
хнемеловом возрасте этих кор [Корин и др., 1973].
В верхнем эоцене произошла главная складчатость, определившая геоло-
гическую структуру и завершившая этап геосинклинального развития района.
С конца миоцена началось прогрессирующее поднятие территории. Этот процесс
протекал прерывисто, что зафиксировано в виде серии денудационных поверх¬
ностей. Ступени неогеново-плейстоценовых поверхностей выравнивания ха¬
рактерны не только для Кубы, но и для всех Антильских островов [Кинг, 1967].
Окончание процесса геосинклинального развитая знаменуется началом образо¬
вания структур нового типа и дифференциальных блоковых движений. Суммар¬
ная амплитуда блоковых перемещений достигает 800-1000 м [Корин и др., 1973].
Блоковая тектоника также способствовала ступенчатости рельефа.
В неогене принципиально изменились не только тектонический режим, но
также характер продуктов выветривания. Формирование мощных аллювиальных
кор сменилось образованием специфического красноцветного комплекса, состо¬
ящего из рыхлых переотложенных продуктов выветривания красного цвета и
плотных железистых аккумуляций.
Как любопытный факт следует отметить, что обломки железистых панцирей
были обнаружены еще Колумбом, который 25 ноября 1492 г. записал в своем
дневнике, что “на морском берегу... много камней цвета железа” [Хименес, I960].
Однако панцири долгое время не привлекали внимания исследователей Кубы.
Отчасти это обусловлено тем, что латеритные кирасы можно увидеть не в любом
районе, но главную роль сыграло открытие на Кубе в 1903 г. уникальных желе¬
зо-никелевых руд, приуроченных к корам выветривания ультраосновных пород.
С этого момента внимание исследователей было сконцентрировано преимущест¬
венно на изучении именно этих образований. Только в конце 20-х годов XX в. при
первом картировании почв Кубы было констатировано широкое распространение
почв с плотным окисно-железистым горизонтом. Так как эти массивные железис¬
тые образования называются на Кубе “mocarrero”, то все серии почв, содержащие
железистый панцирь, были объединены в семейство мокареро [Bennet, Allison,
1928]. В настоящее время кубинские почвоведы [Genesis у classificacion..., 1973]
традиционно выделяют среди “больших групп” группу почв мокареро, характер-
482 Латеритные кирасы Кубы и Пиноса
Таблица I
Распространение почв с железистым панцирем
(по данным Института почв Академии наук Кубы, 1973)
Провинция
Площадь, км2
Пинар-дель-Рио
Гавана
1093,125
Матансас
173,000
Лас Вильяс
562,500
Камагуэй
1093,125
Ориенте
25,000
Всего
3926,125
ным признаком которых служит присутствие железистого панциря (hard-panfer-
ruginoso). О распространении этих почв свидетельствуют данные таблицы 1.
Неравномерное распределение мокареро в значительной мере связано с осо¬
бенностями рельефа и состава рыхлых отложений, в которых формируются акку¬
муляции оксидов железа. Охристые и глинистые массы неблагоприятны для об¬
разования мощных и монолитных железистых горизонтов, которые приурочены
к легко проницаемым песчано-гравелистым и грубообломочным отложениям.
Обратимся к результатам изучения вещественного состава латеритных кирас.
В их составе можно выделить две фазы: обломочную и цементирующую (новооб¬
разованную). Соотношение этих двух фаз сильно варьирует. Встречаются акку¬
муляции, в которых преобладает обломочный материал, хотя чаще цементирую¬
щая масса содержится в большом количестве. В новообразованном веществе ки¬
рас резко доминируют минералы группы гидроксидов железа, главным образом
гидрогётит и гидрогематит. Характерной особенностью кирас, формирующихся
на охристых продуктах выветривания серпентинитов, является постоянное при¬
сутствие гидромаггемита. Магнитные свойства оксидов железа из древних кор
выветривания серпентинитов были известны давно, однако это явление объяс¬
няли присутствием гипергенного магнетита [Талдыкин, 1947]. Позже был уста¬
новлен маггемит в железистых аккумуляциях, возникших в охристом материале,
смытом с кор выветривания серпентинитов на востоке Кубы. Нами обнаружен
гидромаггемит в тесной ассоциации с гидрогематитом в кирасах, покрывающих
переотложенные продукты выветривания серпентинитового массива Кахальбана
(Западная Куба)
Эпизодически обнаруживаются гидроксиды марганца (псиломелан, пиролю¬
зит), иногда образующие в массе панциря скопления величиной в несколько мил¬
лиметров. В очень небольшом количестве встречаются скопления мелкокристал¬
лического гиббсита. Это единственный новообразованный минерал, образующий
кристаллы, различимые в шлифах при помощи оптического микроскопа. Осталь¬
ные минералы имеют скрытокристаллическую струюуру.
Латеритные кирасы Кубы и Пиноса
483
Весьма своеобразен состав обломочной фазы кирас. В разных районах он
неодинаков и отражает провинциальные особенности местных коренных пород.
На площади массивов ультраосновных пород обломочные компоненты представ¬
лены агрегатами охристого вещества и единичными устойчивыми минералами.
Так, кирасы, развитые на продуктах выветривания крупного массива серпенти¬
нитов на плато Кахальбана, почти полностью лишены алевритовых и песчаных
зерен. На о. Пинос, где распространенные коренные породы (кристаллические
сланцы) на 70-90% состоят из кварца, латеритные кирасы в изобилии содержат
обломочные кварцевые зерна. Эта зерна поступали за счет размыва древних ка¬
олиновых кор, о чем свидетельствует плохая сортированность и сильная корро-
дированность обломочного кварца. В кирасах, залегающих на поверхностях вы¬
равнивания, где цоколем служат палеогеновые аргиллиты, песчаники, мергели
и известняки, зерна кварца присутствуют постоянно, хотя и не в таком большом
количестве, как на Пиносе.
Очень часто среди обломочных компонентов присутствуют окатанные облом¬
ки более древних кирас.
Иногда кирасы в значительной мере состоят из таких железооксидных ока¬
тышей. В аншлифах можно видеть, что обломки древних кирас, входя в состав
новых, активно взаимодействовали с растворами, из которых осаждался цемент.
В результате этого поверхность окатышей покрыта железооксидной оболочкой, а
кирасы приобретают оолитовую текстуру. Оболочки имеют скрытокристалличе¬
скую структуру и металлоколлоидную микротекстуру. В составе оболочек видны
микрозоны, различающиеся степенью гидратированности и раскристаплизован-
ности - от сильно гидратированного рентгеноаморфного геля оксида железа до
плотных, криптокристаллических и очень слабо гидратированных гематита и гё-
тита.
Варьирующие соотношения между обломочной и новообразованной фазами
кирас обусловливают сильное колебание их химического состава. Тем не менее
провинциальные минералого-геохимические черты кирас обнаруживаются до¬
вольно отчетливо. В провинциях, где коренные породы и их древние коры вывет¬
ривания богаты кварцем, в кирасах отмечается повышенное содержание кремне¬
зема. В провинциях широкого распространения ультраосновных пород содержа¬
ние кремнезема резко снижается (табл. 2). Латеритные кирасы характеризуются
определенным комплексом рассеянных химических элементов, преимуществен¬
но тяжелых металлов. В таблице 3 приведены данные о содержании некоторых
рассеянных химических элементов в кирасах Кубы и Пиноса. Учтены данные для
кирас, распространенных на территориях, где отсутствуют массивы гипербази-
тов и на которые исключен перенос продуктов их выветривания. Из приведенных
данных следует, что в кирасах содержится в несколько раз больше, чем в земной
коре в целом, ванадия, молибдена, меди, никеля, цинка, марганца, хрома. Осо¬
бенно высокое содержание обнаружено для свинца и кобальта. Высокий коэффи¬
циент вариации значений обусловлен главным образом образцами с Пиноса, так
484
Латеритные кирасы Кубы и Пгшоса
Таблица 2
Химический состав латеритных кирас из разных районов, в % на абс. сухое вещество
Характеристика аккумуляций
Si02
FeA
AIA
MnO
Потери при
прокаливании
Сумма
Плотная кираса в красноцветной
толще на поверхности
низменной равнины к югу
от гор Сьерра-дель-Росалио
(провинция Пинар-дель-Рио)
45,00
25,80
15,70
1,15
11,50
99,15
Плотная кираса на
переотложенных продуктах
выветривания кристаллических
сланцев (низменная равнина
северной части о. Пи носа)
38,30
43,50
11,20
0,26
5,86
99,12
Желваки в делювии
нонтронитовой коры
выветривания серпентинитов
(провинция Ориенте)*
1,85
74,64
11,80
0,64
6,89
95,50
Конкреции в пере отложен ной
нонтронитовой коре
выветривания серпентинитов
(провинция Ориенте)**
5,00
61,71
19,39
0,20
7,88
94,18
Железо-марганцевые конкреции
из оглеенной красноцветной
толщи (провинция Гавана)
25,60
17,90
26,10
13,00
16,78
99,88
’ Данные Б.П. Градусова с соавторами [1976];
*’ Данные Ю.Ю. Бугельского и Ф. Формель-Кортина [1974].
как высокое содержание обломочного кварца в кирасах этого острова определяет
заметно более низкое содержание рассеянных металлов по сравнению с кираса¬
ми Кубы. Для кирас, развитых на переотложенных охристых продуктах выветри¬
вания гипербазитов, типично очень высокое содержание никеля и хрома, а также
повышенное содержание кобальта по сравнению с кирасами, распространенны¬
ми на остальной территории.
Важные выводы можно сделать из сопоставления величины среднего содер¬
жания рассеянных химических элементов в кирасах и в рыхлых красноцветных
покровных отложениях неоген-плейстоценового возраста, которые пространс¬
твенно и генетически тесно связаны. Обнаружено, что и в тех, и в других кон¬
центрируются одни и те же рассеянные тяжелые металлы, хотя в кирасах уровень
концентрации рассеянных металлов более высокий. Можно предположить, что
это не случайность, а отражение общей направленности неоген-плейстоценового
гипергенеза, ярко проявившейся в повышенной геохимической активности желе¬
за и некоторых других металлов.
Примечательно распределение панцирей по уровням рельефа. Плотные же¬
лезистые горизонты наиболее хорошо представлены на самых низких ступенях
рельефа. Особенно широко распространены эти горизонты на площади обшир-
Латеритные кирасы Кубы и Пиноса
485
Таблица 3
Содержание рассеянных химических элементов в латеритных кирасах Кубы и Пиноса
Элемент
Среднее
арифметическое,
ыо-3%
Квадратичное
отклонение,
ио-3%
Коэффициент
вариации, %
Кларк
концентрации*
Ti
400,0
100,0
25
0,9
Мп
460,0
465,0
101
4,8
Сг
63,0
30,0
47
6,3
V
35,0
18,0
52
2,6
Ni
26,0
24,5
94
3,4
Со
29,0
36,0
125
11,6
Си
21,0
20,0
91
3,8
Zn
30,0
20,0
67
4,7
Pb
13,0
13,0
100
10,0
Мо
0,4
0,3
75
2,7
Ga
1,0
0,5
50
0,6
Ge
0,15
0,15
100
1,0
Sc
0,4
0,3
75
0,2
Y
1,0
0,5
50
0,3
Yb
0,2
0,2
100
0,6
Zr
10,2
7,5
73
0,7
Nb
1,2
0,6
50
0,6
' Кларковые значения элементов приняты по Б. Мейсону [1971].
ной слабонаклонной низкой равнины, расположенной к югу от горных систем
Сьерра де лос Органос и Сьерра дель-Росарио на высоте 10-40 м над ур. моря,
а также на аналогичной равнине, занимающей северную часть о. Пинос. Выхо¬
ды латеритных плит присутствуют и на более высоких уровнях. На западе Кубы
мощные кирасы встречаются в межгорных долинах гор Гуанигуанико. В цент¬
ральной части Кубы выходы кирас нами наблюдались на востоке провинции Ма-
тансас и в провинции Лас Вильяс на всхолмленной поверхности выравнивания
центральной осевой возвышенности Кубы на высотах около 80-100 м над ур.
моря. Своеобразные горизонты ожелезнения имеются в восточной части острова
(провинция Ориенте). В этом районе распространены непротяженные массивные
горизонты, а чаще горизонты скопления железистых конкреций, приуроченные к
супесчаным отложениям современных суходольных долин с периодическим во¬
дотоком и к грубообломочным древнеаллювиальным отложениям. В некоторых
местах, например, на возвышенности Сьерра де Кубитас, отмечены латеритные
кирасы на высоте более 200 м [Зонн, 1968]. Следует подчеркнуть, что на высо¬
ких поверхностях выравнивания кирасы встречаются значительно реже, чем на
низких.
Нахождение железистых аккумуляций на разных уровнях рельефа свидетель¬
ствует о неодинаковом возрасте кирас. Однако их возрастная датировка встре¬
чает большие трудности. Начиная с работ А.К. Спенсера и Т.В. Вогана [Spenser,
486
Латеритные кирасы Кубы и Пиноса
Voughan, 1902] предпринимаются попытки определить возраст поверхностей
выравнивания Кубы. Первые исследователи излишне “удревнили” возраст самой
высокой поверхности выравнивания, отнеся его к олигоцену. Последние годы не¬
которые исследователи пытаются объяснить образование ступеней рельефа Кубы
процессом абразии в связи с колебанием уровня океана в плейстоцене. При этом
возраст высоких выровненных поверхностей неоправданно сильно «помолодел»,
превратившись в нижне-среднеплейстоценовый [Карташов, Майо, 1976].
Соотношение разновозрастных поверхностей выравнивания усложнено диф¬
ференциальными перемещениями (блоковой тектоникой). Например, самая вы¬
сокая поверхность выравнивания в районе Матансаса, условно датированная
поздним миоценом, располагается на высоте 260-285 м. В то же время самая
древняя поверхность на востоке Кубы (провинция Ориенте) поднята до 700-
800 м. По мнению Д.А. Лилиенберга [1970] в центральной осевой части Кубы на¬
иболее хорошо представлены позднеплиоценовая поверхность выравнивания
(100-120 м над ур. моря) и более древняя плиоценовая (200-300 м над уровнем
моря). Выделяются также промежуточные уровни 150-170, 250-260, 300-820 м.
В Национальном атласе Кубы [1970] выделено четыре денудационных равнины: ран-
не-среднеплейстоценовая (50-70 м), позднеплиоценово-раннеплейстоценовая (100—
120 м), плиоценовая (150-170 м) и плиоценово-позднемиоценовая (200-250 м).
Окончательно решить проблему возраста выровненных поверхностей а, сле¬
довательно, и располагающихся на них кирас пока не представляется возможным.
Можно лишь констатировать, что начиная с конца позднего миоцена на Кубе и
Пиносе периодически происходило выравнивание рельефа, причем поверхности
выравнивания в отдельных местах фиксированы железистыми аккумуляциями.
Изучение микроморфологии кирас позволило установить, что для их новооб¬
разованной фазы типичны метаколлоидные, оолитовые и другие микротекстуры,
свидетельствующие о гидрогенном генезисе. Это хорошо согласуется с приуро¬
ченностью железистых аккумуляций к относительно грубообломочным отложе¬
ниям. Вполне вероятно, что образование ожелезненных горизонтов происходило
под периодическим воздействием почвенно-грунтовых вод в дождливые сезоны,
насыщавших рыхлые покровные отложения низких равнин и депрессий рельефа
останцовых плато и поднятых блоков. В сухие сезоны уровень вод сильно по¬
нижался. Обусловленная колебаниями уровня грунтовых вод смена окислитель¬
но-восстановительных условий способствовала прогрессирующей аккумуляции
оксидов железа и ассоциированных с ним других металлов. Поднятия низкой
равнины и превращение ее в плато в результате общего воздымания территории
в постгеосинклинальный этап тектонического развития области Кубы и Пино¬
са прерывали этот процесс. Серия более или менее сохранившихся поверхнос¬
тей выравнивания свидетельствует о неоднократных поднятиях. В тропических
областях с устойчивым платформенным режимом в аналогичной ситуации все
поверхности выравнивания несут кирасы. На Кубе и Пиносе присутствие кирас
обратно пропорционально возрасту поверхностей выравнивания.
Латеритные кирасы Кубы и Пиноса
487
Кирасы — лишь одно из характерных образований неоген-плейстоценового
времени. Понять их генезис и историю развития можно лишь с учетом особен¬
ностей всего комплекса распространенных гипергенных образований этого от¬
резка времени. В частности, результаты изучения состава красноцветных супес¬
чано-суглинистых отложений позволяют ответить на вопрос, почему на высоких
денудационных поверхностях отсутствуют кирасы.
Красноцветные отложения неоген-плейстоценового возраста покрывают
большую часть территории Кубы и Пиноса и служат наиболее распространенным
типом почвообразующих пород. Их образование тесно связано с выработкой по¬
верхностей выравнивания. Гранулометрический состав красноцветных отложе¬
ний колеблется от супесчаного до суглинистого, причем крупнообломочные час¬
тицы представлены зернами самого устойчивого к выветриванию породообразу¬
ющего минерала - кварца - и своеобразными округлыми оксидножелезистыми
включениями. Размер этих включений от 0,1-0,05 мм до 2-8 см в поперечнике.
Их содержания в покровных красноцветных отложениях Кубы и Пиноса значи¬
тельны, в отдельных случаях достигают 40-50%, хотя обычно составляют не¬
сколько процентов. Количество включений увеличивается в крупных фракциях.
Фракции 1-2 мм и более состоят преимущественно из этих округлых железистых
включений. Их удачное народное название perdigon (по-испански - дробь) вве¬
дено в почвенную литературу Г. Беннетом и Р. Эллисоном [Bennet, Allison, 1928].
Заметим, что название имеет под собой историческую основу: есть сведения о
том, что при нехватке боеприпасов во время англо-испанских войн округлые же¬
лезистые включения использовались в качестве заменителя картечи.
Описываемые включения иногда принимают за конкреции, возникшие in situ,
на месте их нахождения. Однако внимательное рассмотрение их положения в
разрезах и особенно в шлифах, приготовленных из красноцветных отложений с
ненарушенной структурой, позволяет убедиться, что преобладающая часть вклю¬
чений является окатанными обломками латеритных кирас. В этих обломках на¬
столько хорошо сохранились микротекстурные особенности разрушенных кирас,
что в отдельных случаях можно установить район их исходного залегания. Так,
обломки специфических кирас, развитых на продуктах выветривания гиперба-
зитов массива Кахальбана, мы обнаруживали в красноцветных отложениях на
удалении десятков километров от массива в красноцветных отложениях, покры¬
вающих низкую равнину северного побережья Кубы.
Химический состав обломков аналогичен составу кирас. В работе Г. Беннета
и Р. Эллисона приведены химические анализы 12 образцов пердигона из разных
районов Кубы. Согласно этим данным содержание Si02 колеблется от 9,09 до
57,65%; Fe203 - от 23,05 до 63,70; А1203 - от 5,37 до 17,41; МпО - от 0,30 до 1,37%.
Эти данные хорошо согласуются с результатами анализа кирас (см. табл. 2).
Пердигон сохраняет не только текстурно-структурные черты исходных кирас,
но и закономерности их микроэлементного состава. Так, окатанные железистые
обломки, содержащиеся в покровных красноцветных отложениях разных райо-
488
Латеритные кирасы Кубы и Пиноса
Таблица 4
Среднее содержание рассеянных элементов в окатанных обломках кирас
из красноцветных отложений разных районов, 1*1(Н%
Элемент
Район Киньонес
(провинция Пи нар-дел ь-Рио)
Район Гуира де Мелена
(провинция Гавана)
Ti
100,0
325,0
Мп
580,0
750,0
Сг
750,0
57,0
V
13,0
30,0
N1
300,0
25,0
Со
40,0
20,0
Си
4,2
30,0
Zn
30,0
42,0
Pb
0,9
10,5
Мо
Не обнаружен
0,1
Ga
1,2
2,0
Ge
0,2
0,1
Sc
2,4
0,7
Y
Не обнаружен
4,2
Yb
Не обнаружен
0,4
Zr
1,0
8,0
Nb
0,4
0,6
нов, различаются уровнями содержания типоморфных рассеянных металлов, как
исходные кирасы. Для иллюстрации этого важного факта в таблице 4 приведены
величины среднего содержания рассеянных элементов в железистых включениях
из красноцветных покровных отложений двух районов. Первый район (Киньонес)
представляет собой периферию массива гипербазитов. Обломки, содержащиеся
в местных красноцветных отложениях, образовались за счет разрушения кирас,
залегающих на продуктах выветривания серпентинитов. Второй район (Гуира де
Мелена) находится на низкой наклонной равнине к югу от возвышенности Ма-
риэль-Гавана.
Железистые обломки в покровных красноцветных отложениях этого района
возникли в результате разрушения кирас, залегавших на продуктах выветривания
палеогеновых аргиллитов, песчаников и мергелей. Из приведенных данных вид¬
но, что окатанные обломки хорошо сохраняют геохимическую специфику кирас,
резко различаясь уровнями содержания никеля, хрома, свинца, а также ванадия,
меди и некоторых других элементов.
Приведенные данные позволяют предполагать, что основная масса железис¬
тых включений в красноцветных покровных отложениях представляет собой ос¬
татки древних кирас, находившихся на древних поверхностях выравнивания и
затем разрушенных процессами денудации. Последние стимулировались напря¬
женной тектонической деятельностью, проявлявшейся как в форме пульсацион-
Латеритные кирасы Кубы и Пиноса
489
ных общих поднятий территории, так и в форме дифференциальных блоковых
движений.
Кирасы, несмотря на их высокую прочность, активно разрушаются. В ряде
мест обнаружено, что с понижением уровня кирас в них увеличивается количест¬
во окатанных обломков более древних кирас, расположенных выше. В некоторых
случаях эти окатыши очень слабо или совсем не сцементированы. Подобное яв¬
ление нами обнаружено в окрестностях ранчо Теморо, Нуэва Майами и в других
местах в пределах эрозионно-денудационной равнины, занимающей северную
часть о. Пинос, на высоте около 20 м над ур. моря. В этом районе под покровом
красноцветных супесей мощностью 10-20 см или непосредственно на поверх¬
ности залегает россыпь окатанных обломков древних террас. Мощность горизон¬
та несцементированных окатышей от 5 до 50-60 см.
Латеритные кирасы - важная составная часть красноцветного комплекса
неогеново-плейстоценовых образований Кубы и Пиноса. Их генезис и история
неразрывно связаны с формированием названного комплекса.
Особенности вещественного состава и микроморфологии кирас свидетельс¬
твуют об их гидрогенном происхождении. Формирование горизонтов железистых
аккумуляций, по-видимому, происходило на низких равнинах, которые в дождли¬
вые сезоны насыщались почвенно-грунтовыми водами, а в сухие сезоны хорошо
аэрировались. Смена окислительно-восстановительных условий обеспечивала
активную миграцию и прогрессирующее накопление железа в форме оксидов.
В аккумуляции ведущую роль играли процессы осаждения и перекристаллиза¬
ции гелей, о чем свидетельствует преобладание метаколлоидных микротекстур.
Одновременно железоаккумулятивные горизонты являются концентраторами
рассеянных металлов, вовлеченных в совместную миграцию с железом и осаж¬
денных с его гелями.
Горизонты железоксидных аккумуляций, формируясь на выровненных повер¬
хностях, имеют субгоризонтальное залегание. Пульсационные поднятия терри¬
тории Кубы и Пиноса способствовали образованию серии поверхностей вырав¬
нивания разного возраста, расположенных на разной высоте.
Отмеченные факты объединяют кирасы Кубы и Пиноса с аналогичными об¬
разованиями, широко развитыми в платформенных условиях Африки, Австра¬
лии, Индии и др. Специфика изученной территории как области ярко выраженно¬
го геосинклинального режима заключается в следующем. Интенсивная денуда¬
ция, обусловленная напряженной тектонической деятельностью, способствовала
уничтожению наиболее древних и высоко расположенных кирас (200-300 м над
ур. моря) и сильному разрушению кирас средних уровней (100-170 м). Окатан¬
ные обломки этих кирас в изобилии содержатся в красноцветных отложениях
неогеново-плейстоценового возраста, плащеобразно покрывающих большую
часть Кубы и Пиноса. Часть окатанных обломков древних кирас вошла в состав
более молодых, приуроченных к низким поверхностям выравнивания, вплоть до
поверхности, расположенной на высоте 10-30 м над ур. моря.
ЛИТЕРАТУРА
Бугельский Ю.Ю., Формелъ-Кортина Ф. О скорости процессов выветривания
ультраосновных пород в климатических условиях тропиков // Кора выветри¬
вания. 1974. Вып. 14.
Градусов Б.П., Пеньяльвер Л., Черняховский А.Г. Латериты Кубы // Четвертичное
осадконакопление и формирование рельефа Кубы. М.: Наука, 1976.
Добровольский В.В. Гипергенные образования Восточной Африки // Восточно-
Африканская рифтовая система. М.: Наука, 1974. Т. II.
Зонн С.В. О латеритах и латеритообразовании на Кубе // Изв. АН ССР. Сер. гео¬
графическая. 1968. №2.
Карташов И.П., Майо Н.А. Схема стратиграфического и генетического расчлене¬
ния четвертичной системы Кубы // Четвертичное осадконакопление и форми¬
рование рельефа Кубы. М.: Наука, 1976.
Кинг Л. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967.
Корин КЗ., Финько В.И., Коутин П.Д. Геология и генезис никелевых месторож¬
дений в коре выветривания Кубы // Геология полезных ископаемых Кубы. М.:
Наука, 1973.
Лилиенберг ДА. Геоморфологические уровни и коры выветривания Кубы // По¬
верхности выравнивания. Иркутск, 1970.
Мейсон Б. Основы геохимии. М.: Недра, 1971.
Национальный атлас Кубы. Гавана, 1970
Пущаровский Ю.М., Книппер А.Л., Цунг-Рифа М. Тектоническая карта Кубы //
Геология полезных ископаемых Кубы. М.: Недра, 1967.
Селиверстов Ю.П. Ландшафты и бокситы. Л.: ЛГУ, 1983.
Талдыкин С.И. О гипергенном магнетите на Мапкинском железо-хром-никелевом
месторождении // Сов. геология. 1947. Сб. 25.
Хименес А.Н. География Кубы. М.: ИЛ, 1960.
BennetH., Allison Я V. The soils of Cuba // Tropical Plant Research Foundation. Wash¬
ington, 1928.
Genesis у classificacion de los suelos de Cuba. Habana, 1973.
McFarlane M.J. Laterite and landscape. London; New York; San Francisco, 1976.
ПОКРОВНЫЕ КРАСНОЦВЕТНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ
Континентальные отложения позднего неогена представляют для почвове¬
дения такой же интерес, как аналогичные образования четвертичного возраста.
К югу от ареала мощных ледниковых накоплений и перигляциальной зоны лёссо¬
вых аккумуляций континентальные толщи плиоценового возраста часто залегают
на поверхности и играют роль почвообразующих пород, обусловливая многие
важные свойства сформированных на них почв. Покровные отложения плиоцена
и четвертичного возраста имеют много общего: и те и другие состоят из пере-
отложенных продуктов выветривания, сложенных устойчивыми обломочными и
гипергенными глинистыми минералами, соотношение которых определяет варь¬
ирующий супесчано-суглинистый гранулометрический состав. Несмотря на раз¬
личия в геологическом возрасте, покровные отложения, как четвертичные, так и
плиоценовые, являются благоприятным почвообразующим субстратом благода¬
ря сложной агрегированности минеральной массы, что обусловливает высокую
пористость, хорошую водопроницаемость и аэрацию, благоприятные условия
для развития корневой системы растений. В то же время континентальные не¬
огеновые отложения обладают отличительными особенностями, среди которых в
первую очередь привлекает внимание специфический оранжевый или кирпично¬
красный цвет, который хорошо сохраняется в почвах.
Красноцветные почвы широко распространены в Южной Европе и Средизем¬
номорском регионе. Их изучению посвящено значительное число работ, обобще¬
ние которых было произведено Э. Бланком [Blanck, 1930]. В этих работах красно¬
цветные отложения и развитые на них почвы рассматривались как единое, синх¬
ронное образование. Б.Б. Полынов [1944] на материале по Крыму и Кавказу впер¬
вые разделил два тесно связанных в пространстве, но генетически разнородных
образования: красноцветную кору выветривания и образованные на ней почвы.
В. Кубиена [Kubiena, 1954b], изучив почвы и продукты выветривания, залегаю¬
щие на денудационно-аккумулятивных плато Центральной Испании, обнаружил,
что красноцветные образования не встречаются в форме элювия, а представля¬
ют собой переотложенные продукты выветривания. Эти образования заведомо
не современные, так как часто перекрыты более поздними бурыми суглинками и
Впервые опубликовано в журнале “Почвоведение”. 1987. №11.
492
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
эффузивами плейстоценового возраста. Сделанный вывод был подтвержден ре¬
зультатами исследования В. Кубиены в Центральносахарском массиве и на Ка¬
нарских островах [Kubiena, 1954а].
Нами изучены условия залегания и вещественный состав красноцветных от¬
ложений Юго-Восточной Европы и Причерноморского региона [Добровольский,
1970, 1975, 1982; Dobrovolski, 1970]. Результаты минералого-геохимических ис¬
следований, выполненных по единой методике для разных районов, позволяют
сделать выводы об особенностях состава этих отложений. Одновременно были
изучены красноцветные отложения тропического пояса на территории Африки,
на Кубе и в некоторых других регионах [Добровольский, 1974, 1980]. Получен¬
ные факты открывают возможность объективного рассмотрения генетических
взаимоотношений между красноцветными образованиями неогена и развитыми
на них современными почвами.
Красноцветные отложения плиоценового возраста занимают определенное
положение в рельефе. На территории Юго-Восточной Европы они покрывают де¬
нудационные поверхности раннего неогена. Таковы Предбалканская наклонная
равнина, плато Добруджи, южная часть Краковско-Ченстоховского плато, Мол¬
давское плато, а также Причерноморская низменная равнина. Некоторые древ¬
ние поверхности выравнивания в процессе дифференциальных тектонических
движений были подняты, в результате чего красноцветные отложения оказались
на горных плато и расчлененных высоких предгорных террасах. Красноцветные
отложения также слагают пролювиальные обрамления крупных горных массивов
(Динарских, Родопских, Крымских гор и др.).
К северу от широты Балканского хребта (Стара-Планины) эти отложения пок¬
рыты лёссовидными суглинками. Лишь в отдельных местах лёссы денудированы,
и на поверхность выходят ярко-красные плиоценовые глины. Примером могут
служить территория Ойцувского национального парка на юге Польши, район
Аггтелек на севере Венгрии, плато Караби-яйла в Крыму, многочисленные вы¬
ходы красных глин в области Словенского Карста в Словакии. На западе Чехии
район распространения красных почв - червеноземов - служит базой культуры
хмеля.
Южнее широты Балканского хребта красноцветные отложения занимают
значительную площадь как в бассейне Адриатического моря, так и в Причерно¬
морье. На этих отложениях в Далмации, Герцеговине и Черногории образованы
красные почвы - чрвеницы, а в Гурии и Аджарии - красноземы.
Условия залегания красноцветных покровов свидетельствуют, что их форми¬
рование связано, с одной стороны, с процессами выветривания, а с другой - с
эрозионно-аккумулятивными явлениями. Красноцветные отложения, несмотря
на то что залегают на самых различных породах, имеют однотипный облик, гли¬
нистый или суглинистый гранулометрический состав. Главными компонентами
химического состава являются Si02, А1203, Fe203 и ОН-группа, которые в сумме
составляют от 95% и более массы абсолютно сухого вещества. Это позволяет гра¬
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
493
фически обобщить результаты многочисленных валовых анализов, полученных
автором и имеющихся в литературе.
Как видно на рисунке 1, точки, соответствующие валовому химическому со¬
ставу красноцветных отложений из разных стран Юго-Восточной Европы и При¬
черноморья, образуют определенное поле. Колебания компонентов значительны.
Содержание Si02 меняется от 35 до 68%, А1203 - от 12 до 36% (в пересчете на
абс. сухое вещество). Вместе с тем содержание А1203 не превышает таковое в
гаплуазите, состав которого для сравнения также нанесен на график. Величина
молекулярного отношения Si02:Al203 изменяется в широких пределах - от 2,5
до 16, но не опускается ниже 2, что характерно для галлуазита. Точка, отвечаю¬
щая составу галлуазита, служит ограничением малых значений отношения Si02:
Ал¬
химический состав красноцветных отложений в значительной мере обуслов¬
лен соотношением слагающих их минералов. В прозрачных шлифах под микро¬
скопом видно, что рассматриваемые отложения состоят из сложноагрегирован-
ного светло-оранжевого глинистого вещества, в которое включены обломки пер¬
вичных минералов и коренных пород. Минеральная масса расчленена многочис¬
ленными межагрегатными порами и более редкими структурными трещинами.
В некоторых районах были обнаружены проявления лессиважа в форме пленок из
субпараллельных глинистых частиц, приуроченных к трещинам. Количество об-
Fe203, Н20 идр.
Рис. 1. Валовый химический состав покровных красноцветных отложений Юго-Восточной
Европы
I - Югославии; 2 - Чехословакии, Венгрии, Польши, Румынии; 3 - Крыма; 4 - состав галлу¬
азита
494
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
ломочного материала сильно варьирует. Мелкие обломки, размером 0,01-0,05 мм,
неокатаны с остроугольными ограничениями. Среди частиц песчаной размерно¬
сти (0,1-1,0 мм) находятся как хорошо окатанные, так и совершенно неокатанные
обломки. Иногда встречаются мелкие глинистые окатыши, деформированные в
процессе накопления отложений. На оглеенных микроучастках встречаются мел¬
кие сегрегации оксидов железа неправильных очертаний, иногда - округлые стя¬
жения оксидов марганца.
Микроморфологическая характеристика свидетельствует, что состав крас¬
ноцветных отложений генетически разнороден. С одной стороны, присутствуют
глинистые силикаты и гидроксиды железа, образующиеся в результате гиперген¬
ных процессов, с другой - обломки исходных гипогенных минералов и коренных
пород. Соотношение этих двух групп компонентов сильно меняется. В некоторых
случаях красноцветные отложения почти полностью сложены гипергенными ми¬
нералами.
Характерная особенность отложений - большое количество глинистых и гли¬
нисто-железистых агрегатов, не разрушающихся при гранулометрическом ана¬
лизе. Иногда фракции >0,01 мм состоят исключительно из таких агрегатов, а об¬
ломочные минералы отсутствуют. В качестве примера в таблице 1 приведены ре¬
зультаты минералогического анализа красноцветных отложений, покрывающих
горное плато Бучеджи в окрестностях г. Брашов в Румынии. Фракция >0,01 этих
отложений на 99% состоит из глинисто-железистых агрегатов.
Значительно чаще среди частиц >0,01 мм наряду с глинистыми агрегатами на¬
ходятся обломки первичных минералов, среди которых ясно доминирует кварц.
Так, например, в красноцветных отложениях Болгарии содержание кварца во
фракциях частиц >0,02 достигает 80-90%. Несколько меньшее, но также большое
содержание кварца наблюдается в красноцветных отложениях Краковско-Ченсто-
ховского и Молдавского плато, Причерноморской низменной равнины и Крыма.
Основная часть обломочных компонентов имеет плотность <2,9, тяжелые ми¬
нералы обычно составляют доли процента, и лишь среди наиболее мелких об¬
ломков фракции 0,1-0,01 мм они превышают 1%. Среди компонентов тяжелой
фракции обычно преобладают агрегаты гидрогематита и гидрогётита, часто в
срастании с глинистыми частицами. Следует отметить постоянное присутствие
маггемита, визуально не отличающегося от названных выше гидроксидов железа
и диагностирующегося по высокой магнитности. Перечисленные минералы явля¬
ются гипергенными. Гипогенные представлены преимущественно акцессорными
минералами, устойчивыми к выветриванию: ильменитом, магнетитом, рутилом,
цирконом, гранатом и др. В некоторых районах встречаются слабоустойчивые си¬
ликаты из местных коренных пород (пироксен, роговая обманка) или устойчивые
к растворению минералы из коренных известняков (барит). Обычно минералоги¬
ческий состав тяжелой фракции алевритовых частиц (0,10-0,01 мм) разнообраз¬
нее, чем более крупных песчаных обломков. В отдельных районах акцессорные
минералы находятся также среди обломков >0,1 мм.
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
495
Таблица 1
Распределение минералов в обломочной части красноцветных отложений,
в % от числа зерен фракции
Разрез 67-1 | Разрез 79-50 | Разрез 65-3
Фракция, мм
Минерал
1,0-0,5
0,5-0,25
0,25-0,10
0,1-0,01
1,0-0,5
0,5-0,25
0,25-0,10
0,1-0,01
1,0-0,5
0,5-0,25
о
?
см
о"
0,1-0,01
Легкая фракция,
вес. %
гранул ометри-
99,9
99,9
99,9
99,9
99,7
99,7
99,4
98,1
96,5
97,0
98,1
99,8
ческой фракции
Кварц
1
1
1
82
83
79
91
47
64
63
55
Опал и халцедон
Обломки пород
—
—
—
—
4
3
5
1
—
—
—
—.
и глинистые
100
99
99
99
14
14
16
8
53
36
37
45
агрегаты
Тяжелая
фракция, вес. %
грануломет¬
0,1
0,1
0,1
0,1
0,3
0,7
0,6
1,9
3,5
3,3
1,9
0,2
рической фракции
Глинисто-желези¬
стые агрегаты
100
100
100
54
83
72
50
36
100ф
100ф
98
45
Маггемит
-
-
-
+
16
14
1
-
-
-
-
-
Магнетит
-
-
-
1
1
1
1
5
-
-
1
2
Хромшпинелиды
-
-
-
+
-
+
-
-
-
-
-
+
Ильменит
-
-
-
1
-
9
42
60
-
-
1
3
Рутил
-
-
-
-
-
-
6
+
-
-
+
+
Эпид от
-
-
-
2
-
-
1
+
-
-
-
-
Циркон
-
—
-
4
-
-
+
+
-
-
-
2
Гранат
-
-
-
5
-
+
+
-
-
-
-
+
Роговая обманка
-
-
-
4
-
-
-
-
-
-
-
-
Пироксен
Ставролит
27
:
:
:
:
Турмалин
-
-
-
+
-
-
-
—
-
-
-
-
Сфен
-
-
-
2
-
-
-
-
-
-
-
-
Барит
37
’ Включая маггемит.
Местоположение образцов: 67-1 - горное плато Бучеджи, Южные Карпаты (Румыния); 79-50 - юж¬
ная часть Краковско-Ченстоховского плато (Польша); 65-3 - горное плато Демерджи (Главная гряда
Крымских гор). Знак “+” означает присутствие единичных зерен.
Результаты сравнительного минералогического анализа обломочной части
красноцветных отложений из разных районов позволяют заключить, что в состав
отложений входят минералы коренных пород, захваченные в процессе денуда¬
ции. Среди этих минералов преобладают устойчивые к выветриванию. Это дает
496
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
основание предполагать, что эродировалась преимущественно верхняя выветре-
лая часть коренных пород.
Рассмотрим результаты изучения главной, высокодисперсной части красно¬
цветных отложений. Рентген-дифрактометрический и термографический анали¬
зы фракций <0,001 мм проведены в лаборатории минералогии почв Почвенного
института им. Докучаева. В пробах для рентгеноструюурного анализа для диа¬
гностики глинистых минералов удалялись оксиды железа, извлекаемые методом
Мера-Джексона. Рентгендифрактометрические кривые каждого образца снима¬
лись в последовательности: а) проба в воздушно-сухом состоянии; б) проба, на¬
сыщенная этиленгликолем; в) проба, прокаленная при температуре 550° в течение
2 ч. Одновременно снимались сопряженные термовесовые и дифференциальные
кривые нагревания. Пробы предварительно обрабатывали Н202 для разруше¬
ния органического вещества. Скорость нагревания 10°/мин. Инертное вещество
- прокаленный оксид алюминия.
Полученные данные показывают, что фракция <0,001 мм в основном состоит
из смеси высокодисперсных силикатов, среди которых преобладают два следую¬
щих. Первый относится к группе каолинита, но отличается несколько большей
величиной рефлекса (001) от 7,2-7,3 до 7,5 А и асимметрией в сторону малых
углов. По-видимому, это связано с наличием прослоев молекул воды между двух¬
слойными пакетами, что характерно для метагаллуазита или смешанослойных
образований галлуазита с трехслойным расширяющимся компонентом [Граду¬
сов, 1976].
На кривых ДТА минералы рассматриваемой группы диагностируются силь¬
ным эндотермическим эффектом около 550°С и экзотермической реакцией около
900-920°, более низкой, чем у типичного каолинита. Минералы с отмеченными
свойствами мы определяем как метагаллуазит.
Второй из преобладающих высокодисперсных силикатов представлен смеша-
нослойным диоктаэдрическим набухающим образованием “гидрослюда-смек-
тит” с базальным рефлексом от 10 до 14 А. После насыщения этиленгликолем
структура разбухает от 14 А и больше; после прокаливания сжимается до 10 А.
На кривых ДТА для минералов этой группы характерен эндотермический эффект
около 550°С, связанный, как и у метагаллуазита, с удалением групп ОН.
Два других компонента - минералы группы гидрослюд и гидрохлоритов, как
правило, играют подчиненную роль, хотя в отдельных районах, например, в крас¬
ноцветных отложениях карстового района Аггтелек (Венгрия), на плато Добруд-
жи (Болгария), количество гидрослюд превышает таковое галлуазита. В тех мес¬
тах, где переотложению подвергались продукты выветривания магматических
пород основного состава, количество гидрослюд очень невелико, но возрастает
содержание гидрохлоритов. В Причерноморском регионе примером могут слу¬
жить красноцветные отложения Аджарии.
Помимо силикатов важной составной частью красноцветных отложений слу¬
жат гидроксиды железа. Они представлены, во-первых, минералогически инди¬
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
497
видуализированными гидрогематитом и гидрогётитом, образующими сегрегации
величиной от 0,15 до нескольких миллиметров. Во-вторых, значительная часть
гидроксидов железа прочно связана с высокодисперсными глинистыми минерала¬
ми. Об их содержании свидетельствует пологое поднятие с максимумом при 375-
400° на кривых ДТА илистой фракции. Указанный эффект обусловлен экзотер¬
мической реакцией при кристаллизации оксидов. Свободные оксиды алюминия
малохаракгерны для отложений, хотя в отдельных районах встречается незначи¬
тельная примесь гиббсита. Детальные исследования венгерских и чехословацких
геологов показали, что даже в тех районах, где имеются залежи верхнемеловых
бокситов, в рассматриваемых отложениях гиббсита нет [Бардоши, 1968; Andru-
sow et al., 1958]. Подавляющая часть алюминия, содержащегося в красноцвет¬
ных отложениях, входит в состав глинистых минералов, в которых молекулярное
отношение Si02:Al203 не может быть <2. Более низкие значения указывают на
возможное присутствие свободных оксидов алюминия. Примером могут служить
красные глины в западных районах Югославии, в которых величина отношения
Si02:Al203 опускается до 1,6 [Filipovski, Ciric, 1963; CiriC, 1967]. Гиббсит также
находится в красноцветных толщах юго-восточной части Причерноморья.
Таким образом, по минералогическому составу красноцветные отложения
верхненеогенового возраста ясно отличаются от древних верхнемеловых и па¬
леогеновых кор выветривания отсутствием типичного каолинита и значительно¬
го количества свободных оксидов алюминия, а от четвертичных покровных лёс¬
совидных суглинков и лёссов, часто перекрывающих красноцветные отложения,
- большим содержанием метагаллуазита, подчиненным значением гидрослюд,
значительным количеством гидроксидов железа, меньшим количеством галоген¬
ных силикатов в обломочной части.
Соотношение минералов, слагающих красноцветные отложения, обусловли¬
вает особенности их химического состава. В таблице 2 сопоставлены результа¬
ты химического состава общей массы и главных фракций красноцветных толщ,
залегающих на неогеновых плато и нагорьях Болгарии, Венгрии, Югославии,
Чехословакии, Южной Польши и Крыма. На всей этой огромной территории вы¬
держиваются основные закономерности: молекулярные отношения Si02:Al203
илистой фракции составляют от 2,5 до 3,5, а общий химический состав зависит
от количества обломочного кварца.
Кварц концентрируется преимущественно во фракции 0,01-0,10 мм, благодаря
чему содержание Si02 в этой фракции часто превышает 90%, что влечет за собой
повышение содержания Si02 в общей массе отложений до 66-70%, в то время как
содержание кремнезема во фракции <0,001 мм составляет 45-50%. В тех случаях,
когда примесь кварца невелика, химический состав общей массы отложений и
фракции <0,001 мм довольно близки. Примером могут служить красноцветные
отложения, распространенные в области Словенского Карста близ границы Вен¬
грии и Чехословакии, состоящие из переотложенных продуктов выветривания
андезитов раннего неогена, аналогичные отложениям Южных Карпат.
498
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
Таблица 2
Химический состав красноцветных отложений Юго-Восточной Европы,
в % абс. сухого вещества
Образец
и фракция
N
О
Й
О
N
<
9,
<D
О
се
и
MgO
О
зГ
Потери при
прокаливании
Сумма
Молекулярное
отношение
Si02:Al203
65-3,
Крым
общий
70,97
13,45
7,82
0,02
1,90
0,17
1,04
3,27
99,68
9,1
0,01-0,1 мм
75,04
10,34
6,21
0,15
0,58
0,21
1,52
3,94
98,06
12,5
<0,001 мм
51,61
25,12
10,74
0,81
1,91
0,19
1,21
7,00
98,02
3,6
81-10,
Болгария
общий
67,97
17,30
5,25
0,70
1,26
0,38
0,81
5,81
99,48
6,6
0,25-0,5 мм
91,82
5,89
0,44
0,12
0,43
0,09
0,25
0,28
99,32
26,9
0,01-0,1 мм
86,45
9,00
0,21
0,17
0,35
0,13
0,33
0,53
99,07
14,8
<0,001 мм
52,30
24,66
8,93
0,30
1,82
0,18
1,22
9,96
99,37
3,6
78-5,
Южная Польша
общий
66,50
17,90
4,70
0,02
Нет
0,61
0,70
8,18
99,29
6,3
0,25-0,5 мм
95,00
2,43
0,37
Нет
Нет
0,55
0,16
0,32
98,98
65,8
<0,001 мм
44,60
28,15
9,40
Нет
0,03
0,73
1,12
15,10
99,13
2,8
81-2,
Венгрия
общий
44,89
17,66
6,02
12,84
0,65
0,15
0,58
17,10
99,89
4,4
0,1-0,05
92,32
4,74
0,71
0,40
0,17
0,22
0,52
0,31
99,12
38,2
0,01-0,1 мм
88,35
7,18
1,41
0,61
0,22
0,19
0,50
1,02
99,59
21,0
<0,001 мм
44,72
30,55
9,45
0,91
1,10
0,12
1,19
11,71
99,80
2,7
Чехословакия [Полынов, 1944; Kubiena, 1954а]
1, <0,06
40,92
29,69
10,89
1,67
0,65
0,02
0,23
14,27
98,34
2,4
2, <0,06
51,21
19,57
8,61
2,29
1,53
0,32
1,86
13,81
99,20
4,5
3, общий
48,54
24,34
17,17
0,41
0,30
0,26
0,33
6,48
97,83
3,4
Югославия [Dobrovolski, 1970
4, общий
46,96
22,80
12,04
1,27
0,52
1,02
1,72
-
86,33
3,5
4, <0,001 мм
39,12
26,13
12,84
-
-
-
-
-
78,08
2,6
5, общий
69,06
12,48
5,46
0,82
0,12
0,78
1,36
-
90,08
9,4
5, <0,001 мм
44,20
19,36
12,00
-
-
-
-
-
75,56
3,4
6, общий
58,66
12,32
6,22
2,64
0,46
2,08
2,42
-
84,80
8,1
6, <0,001 мм
47,42
20,35
9,51
-
-
-
-
-
77,28
2,8
Местоположение образцов: 65-3 - плато Демерджи, Главная гряда Крымских гор; 8J-10 - Велико-
Тырново, Пред бал канское плато; 78-5 - Ойцув, южное окончание Краковско-Ченстоховского плато;
81-10 - Аггтелек, южное окончание плато Словацкого Карста; 1 - Геморска горка, центральная
часть плато Словацкого Карста; 2 - Силийское плато, там же; 3 - Моравский Карст, Брно; 4 - Шцуй,
Карстовое нагорье Герцеговины; 5 - Аладннце, там же; 6 - Гнеотино, горное плато Южной Маке¬
донии.
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
499
Красноцветная толща - сложное гипергенное образование. С одной стороны,
эта толща состоит из продуктов древнего выветривания - глинистых силикатов,
образовавшихся задолго до их переотложения. С другой - толща обладает ха¬
рактерными свойствами и признаками, приобретенными в процессе ее форми¬
рования. Наиболее яркий из этих признаков - специфический оранжево-красный
цвет, ясно выделяющий рассматриваемые отложения из ряда других гипергенных
образований.
Окраска отложений по шкале Мансела меняется в пределах от 10R до 5YR,
степень светлости - от 5 до 7, яркость цвета высокая, обычно 8, реже 6. Спект¬
ральные кривые отражения световых волн разной длины, полученные на регист¬
рирующем спектрофотометре, показывают, что красноцветные отложения обла¬
дают очень слабым отражением в коротковолновой части спектра, а в интервале
540-610 нм отражение резко возрастает (рис. 2).
В шлифах с ненарушенной структурой видно, что окраска отложений свя¬
зана с красным глинистым веществом. Спекгрофотометрические кривые фрак¬
ции <0,001 мм свидетельствуют, что глинистое вещество полностью сохраняет
особенности отражения световых волн, свойственные общей массе отложений,
а иногда еще более интенсивно отражает длинные волны. Отражательная осо¬
бенность фракций, сложенных обломочными минералами, зависит от их состава.
В случае большого количества кварца отражение фракции выше, чем исходного
образца, при этом кривая выполаживается, перегиб в интервале 540-610 нм ни¬
велируется. Чем больше обломочного кварца, тем сильнее выражены отмеченные
особенности. На рисунке 3 сопоставлены кривые красноцветных верхненеогено¬
вых отложений, залегающих в районе Ойцувского национального парка, на край¬
нем юге Краковско-Ченстоховского плато (Польша), и аналогичных отложений,
залегающих на денудационной поверхности массива Бучеджи в окрестностях
г. Брашов (Румыния). В первом случае фракция 0,01-0,10 мм содержит 91% об¬
ломочного кварца, во втором - единичные зерна. Хорошо видно, что фракция
Рис. 2. Спектрофотометрические
кривые отражения световых волн крас¬
ноцветными отложениями
Местоположение образцов: / - се¬
вернее г Кладно, Чехословакия; 2 - ок¬
рестности г. Брашов, Румыния; 3 - Аг-
гтелек, Венгрия; 4 - Асеновград, Бол¬
гария; 5 - Ойцувский национальный
парк, Польша
500
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
Рис. 3. Спектрофотометрические кривые отражения световых волн гранулометрическими
фракциями красноцветных отложений
а - отложения из Ойцувского национального парка: / - исходный образец, 2 - фракция <0,001 мм,
3 - фракция 0,10-0,01 мм; б - отложения из окрестностей г. Брашов: I - исходный образец,
2 - фракция 0,10-0,01 мм, 3 - фракция <0,001 мм
0,01-0,10 мм отложений из Ойцува имеет значительно более высокое отражение
по сравнению с общим образцом, а в отложениях Бучеджи кривые отражения
фракции 0,01-0,10 мм и общего образца практически совпадают.
Таким образом, носителем красной окраски отложений служит глинистое ве¬
щество. Под микроскопом в шлифах с ненарушенной структурой видно, что это
вещество гомогенно и обладает определенными физическими свойствами, в том
числе величиной светопреломления от 1,560 до 1,575. Максимальное значение
светопреломления, свойственное наиболее темно-красным глинам, не поднима¬
ется выше 1,600-1,620. Эта величина значительно ниже показателя светопрелом¬
ления аморфных и кристаллических оксидов железа. Можно предположить, что
оксиды железа фиксированы на поверхности высокодисперсных глинистых ми¬
нералов с помощью молекулярных связей.
Необходимость определения разных форм нахождения железа для диагности¬
ки почв [Зонн, 1982] не вызывает сомнения. Вместе с тем необходимо различать
формы железа, образующиеся в процессе формирования определенных типов
почв, и формы, унаследованные почвенным профилем от почвообразующей по¬
роды. Поэтому рассмотрим формы железа, специфичные для указанных отложе¬
ний. Содержание валовой Fe203 в красноцветных отложениях сильно меняется;
от 4% при супесчаном составе и большом количестве кварца до 12—15% в случае
глин, образованных при выветривании бескварцевых пород основного состава.
Переотложенные продукты выветривания эффузивных пород среднего и основ¬
ного состава широко распространены в Юго-Восточной Европе и Причерномор¬
ском регионе*. Содержание валовой Fe,03 в илистой фракции более стабильно
(обычно 9-11%).
’ Именно такое происхождение имеют красноцветы Тарханкутского полуострова, которые залегают
на поверхности кайнозойских известняков и ошибочно считались элювием этих известняков.
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
501
Снятие окраски красноцветных отложений и растворение фиксированных на
глинистых частицах оксидов железа достигается обработкой по методу Мера -
Джексона. При этом яркость цвета по шкале Манселла сильно уменьшается - с 8
до 2, и материал приобретает блеклый серый цвет с очень слабым оранжевым от¬
тенком в сухом состоянии, а во влажном - типичную глеевую серую окраску. На
спектрофотометрических кривых отложений после обработки по методу Мера-
Джексона уменьшается разница отражения длинно- и коротковолновой частей
спектра и исчезает перегиб в интервале 540-610 нм. Одновременно с потерей
красного цвета величина светопреломления глинистых частиц уменьшается до
1,538-1,545, то есть до значений, типичных для главных глинистых минералов:
галлуазита и смешанослойных диокгаэдрических силикатов.
Можно предположить, что оксиды железа фиксированы на поверхности высо¬
кодисперсных глинистых минералов с помощью молекулярных связей. Слой мо¬
лекул оксидов железа, прочно закрепленных на базальных поверхностях глинис¬
тых частиц, оказывает влияние на их физические и физико-химические свойства,
в частности способствует возрастанию величины светопреломления и уменьше¬
нию поглощения обменных оснований. Это предположение подтверждается ре¬
зультатами применения мессбауэровской спектроскопии и метода электронного
парамагнитного резонанса для изучения состояния железа, адсорбированного на
поверхности высокодисперсных частиц. Обнаружено, что на поверхности гли¬
нистых частиц и в межпакетном пространстве глинистых минералов гидратиро¬
ванные ионы трехвалентного железа образуют полимерные пленки со структу¬
рой, имеющей некоторые общие черты со структурой гидроксида Fe(III) [Бобров,
1986]. Таким образом, мы имеем дело с особым видом молекулярной сорбции.
Естественно, что оксиды железа, закрепленные на поверхности глинистых час¬
тиц, не имеют объемного кристаллического строения, вследствие чего при нагре¬
вании дают экзотермический эффект при 375-400°С, о чем упоминалось выше.
В силу того, что содержание Fe203, извлекаемой методом Мера-Джексона,
зависит от количества высокодисперсных глинистых частиц, примесь обломоч¬
ного кварца обусловливает понижение содержания извлекаемых оксидов железа.
Так, в илистой фракции красноцветных суглинков, залегающих в южной части
Краковско-Ченстоховского плато, содержание извлекаемой Fe203 равно 6,15%.
Так как илистая фракция составляет менее 50%, обломочная часть состоит в ос¬
новном из зерен кварца, из общей массы этих отложений извлекается всего 2,8%
Fe203. В то же время в красноцветных отложениях Аджарии, образованных в ре¬
зультате переотложения продуктов выветривания эффузивных пород основного
состава и содержащих очень небольшую примесь кварца, среднее содержание
извлекаемых оксидов железа около 8%. Приведенные данные полезно сопоста¬
вить с данными для красноцветных отложений тропических территорий, в пер¬
вую очередь - Восточной Африки.
Указанный регион в геологическом плане представляет собой поднятую мас¬
сивную плиту, сложенную кварцсодержащими кристаллическими породами и
502
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
рассеченную глубокими рифтовыми разломами. В верхнем кайнозое по разло¬
мам происходили мощные излияния базальтовых и фонолитовых лав, создавших
обширные лавовые покровы. В красноцветных отложениях, образованных из
продуктов выветривания кварцсодержащих кристаллических пород, оказалось
меньше извлекаемой Fe203, чем в аналогичных отложениях, сформированных на
вулканических покровах [Добровольский, 1974]. Другим объектом для сравнения
могут служить красноцветные образования Западной Кубы, состоящие в основ¬
ном из метагаллуазита и смешанослойных минералов с небольшим количест¬
вом обломочного кварца [Добровольский, 1980]. В этих отложениях содержание
Fe203, извлекаемой по методу Мера-Джексона, близко к таковой в красноцвет¬
ных толщах, залегающих на вулканических породах Восточной Африки и Запад¬
ной Грузии. Данные, приведенные в таблице 3, дают объективное представление
о содержании извлекаемой Fe203 в двух группах красноцветных отложений: со¬
стоящих из бескварцевых продуктов выветривания кайнозойских вулканитов ан¬
дезито-базальтового состава и отложений, содержащих значительное количество
обломочного кварца.
Важное значение для генетической характеристики красноцветных отложе¬
ний имеют результаты изучения рассеянных металлов. Обнаружено, что хотя со¬
держание металлов в отложениях разных районов имеет свои особенности, но их
распределение по главным компонентам отложений подчиняется общим законо¬
мерностям. В качестве примера рассмотрим данные, относящиеся к красноцвет¬
ным суглинкам южной части Краковско-Ченстоховского плато (табл. 4).
Наиболее высокая концентрация металлов имеет место в тяжелой фракции,
так как она состоит из магнетита, ильменита, рутила, циркона, псиломелана. Эти
Таблица 3
Содержание Fe,0,, извлекаемой методом Мера-Джексона из красноцветных отложений
разных регионов, в % абс. сухого вещества
Статистические показатели
Регион
п
М
а
V,%
Восточная Европа
16
5,3
2,3
43
Восточная Африка:
области кварцсодержащих
52
4,0
1,70
43
кристаллических пород
области вулканитов основного
9
6,0
1,70
29
состава
Западная Куба
9
7,0
1,72
25
Гурия и Аджария
20
7,98
3,02
38
п - число анализов; М - среднее арифметическое; о - среднее квадратичное отклонение; V -
коэффициент вариации.
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
503
Таблица 4
Распределение концентрации рассеянных металлов по главным компонентам
красноцветных отложений южной части Краковско-Ченстоховского плато, М0°%
Металл
Чувстви¬
тельность
определения
Общая масса
отложений
Легкая
фракция
Обломочный
кварц
Фракция
<0,001 мм
Тяжелая
фракция
Ti
1,0
630,0
130,0
102,0
700,0
>1000,0
Мп
0,1
25,0
43,0
5,6
30,0
=1 000,0
Сг
1,0
6,0
0,7
-
10,0
« 1000,0
V
0,2
30,0
5,0
0,6
40,0
7
Ni
0,5
6,0
0,4
0,1
10,0
0,7
Со
1,0
0,6
0,7
-
1.0
0,5
Си
0,1
6,0
0,9
0,8
7,0
30,0
Zn
1,0
30,0
2,0
1,0
45,0
100,0
Pb
1,0
5,0
2,7
0,6
10,0
200,0
Sn
0,1
0,7
0,1
1,0
1,0
2,0
Ga
0,1
2,8
0,3
0,1
3,0
2,0
Y
1,0
2,7
0,6
0,6
1.0
30,0
Zr
2,0
17,0
6,0
4,0
13,0
300,0
минералы помимо их образующих титана, циркония, марганца содержат значи¬
тельную примесь хрома, свинца, цинка и меди. Но количество тяжелой фрак¬
ции столь невелико, что она не оказывает существенного влияния на суммарное
содержание большей части металлов в общей массе отложений. Самая низкая
концентрация свойственна легкой фракции, особенно ее главному компоненту
- обломочному кварцу. Чем больше кварца, тем ниже концентрация металлов в
обломочной части отложений. Наиболее высокая концентрация почти всех рассе¬
янных металлов во фракции <0,001 мм. Поэтому при всем разнообразии содер¬
жания металлов в плиоценовых красноцветных толщах разных районов величи¬
на коэффициента К, равного отношению концентрации во фракции <0,001 мм к
концентрации во фракции >0,01 мм, повсеместно >1 для титана, ванадия, хрома,
никеля, меди, цинка (табл. 5).
В силу того, что фракции <0,001 мм слагают большую часть общей массы
отложений, можно заключить, что основное количество рассеянных металлов со¬
держится в высокодисперсном веществе красноцветных отложений. Обломочная
часть играет роль геохимического разбавителя, понижающего концентрацию в
высокодисперсном веществе. Эффект разбавления тем сильнее, чем больше квар¬
ца в обломочной фракции. Исключение составляют цирконий и марганец, кото¬
рых в обломочной части отложений больше, чем во фракции <0,001 мм. Это обус¬
ловлено разными причинами. Концентрация циркония в общей массе отложений
преимущественно зависит от примеси обломочного циркона среди самых мел¬
ких обломков (0,01-0,05 мм). Высокое содержание марганца в обломочной части
504
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
Таблица 5
Соотношение концентраций рассеянных металлов в обломочной и высокодисперсной
фракциях красноцветных отложений разных районов
Рассеянные металлы, 1 10~3%
ч'ра^цпл
Ti
Мп
V
Сг
Ni
Со
Си
Zn
РЬ
Sn
Zr
Плато Добруджи, Болгария
>0,01 мм
180,0
140,0
1,0
1,5
2,5
1,0
8,0
9,0
2,0
0,1
4.6
<0,001 мм
300,0
6,2
2,6
2,6
2,8
1,0
14,0
9,2
22
0,1
2,0
К
1,7
0,04
2,6
1,7
1,0
1,1
1,7
1,0
1,1
1,0
0,4
Предгорья Родопских гор, Болгария
>0,01 мм
100,0
500,0
1,0
5,5
4,6
1,0
5,0
13,0
5,6
0,1
9,1
<0,001 мм
270,0
150,0
4,0
8,0
6,6
1,3
5,0
13,3
5,0
0,1
3,9
К
2,7
0,3
4,0
1,4
1,4
1,3
1,0
1,0
0,9
1,0
0,4
Богемское плато, Чехословакия
>0,01 мм
14,3
49,0
1,0
1,1
1.8
1,1
6,1
4,8
3,1
0,17
3,0
<0,001 мм
233,0
10,0
1,3
2,3
4,3
1,0
6,0
7,6
23
0,2
2,0
К
1,6
0,2
1,3
2,1
2,4
1,0
1,0
1,6
0,7
1,2
0,7
>0,01 мм
<0,001 мм
К
150.0
240.0
1,6
Южные Карпаты, Румыния
60,0
38,0
0,6
2,0
3,0
4,0
0,5
5,5
8,6
1,0
0,1
1,5
3,4
5,0
4,0
1,0
7,8
18,0
2,2
0,1
3,0
1,7
1,7
1,0
2,0
1,4
2,1
2,2
1,0
2,0
Крымские горы, СССР
>0,01 мм
45.0
317,0
1,7
1,7
2,0
1,5
3,0
7,3
20
0,1
7,2
<0,001 мм
183 0
9,0
4,5
93
3,0
1,0
3,8
11,1
1,4
0,1
2,5
К
4,0
0,03
2,6
1,4
1,6
0,8
1,3
1,5
0,7
1,0
0,3
К характеризует величину отношения концентрации во фракции <0,001 мм к концентрации во
фракции >0,01 мм.
обусловлено присутствием сегрегаций гидроксидов марганца размером от 0,05
мм и крупнее. Все изложенное иллюстрируется данными таблицы 5, в которой
обобщены результаты’ анализов обломочных и высокодисперсных фракций крас¬
ноцветных плиоценовых отложений разных районов Юго-Восточной Европы.
Изучение подвижных форм микроэлементов показало, что слабые кислотные
вытяжки извлекают незначительную часть не только железа, но и рассеянных
металлов. В то же время обесцвечивание красноцветного материала вследствие
растворения оксидов железа, фиксированных на глинистых частицах, сопровож¬
дается переходом в раствор некоторых металлов в количестве, в 10 раз большем
(табл. 6). Этот факт позволяет предполагать, что значительная часть таких тяже¬
лых металлов, как медь, цинк и некоторые другие, содержится в сорбированном
состоянии в оксидах железа, закрепленных на поверхности глинистых частиц.
Свойства красноцветных отложений наследуются сформированными на них
современными почвами. Во всех случаях в профиле автоморфных почв сохра-
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
505
Таблица 6
Извлекаемость тяжелых металлов из красноцветных отложений различными экстракциями
(аналитик Л. В. Алешукин)
Местоположение образца
Экстракция 1 н. НС1
Экстракция по методу
Мера-Джексона
Ре203*
%
Zn,
мг/кг
Си,
мг/кг
Fe20},
%
Zn,
мг/кг
Си,
мг/кг
Окрестности г. Асеновград, Болгария
0,89
13,7
4,8
3,39
107,0
34,4
Севернее г. Толбухин, Болгария
0,54
2,7
3,0
4,96
126,0
13,0
Между Дряново и Габрово, Болгария
0,84
12,0
4,7
4,60
170,0
25,0
Окрестности г. Брашов, Румыния
0,89
27,0
Нет
данных
9,83
338,0
37,5
Аггтелек, Венгрия
0,24
16,7
3,7
3,26
107,0
31,0
Севернее г. Кладно, Чехия
0,53
3,2
2,7
5,57
157,0
25,0
Гурзуф, Крым
0,53
5,0
1,0
6,34
170,0
25,0
Мыс Мартьян, Крым
0,64
20,25
3,0
6,17
126,0
28,1
Аюдаг, Крым
1,39
18,7
5,5
6,79
101,0
28,1
няется красный цвет почвообразующих пород, их струюурно-микроморфологи-
ческие и геохимические особенности. Прочная фиксация оксидов железа сохра¬
няется в почвах как с щелочной, так и с кислой реакцией. Глинистые частицы
не освобождаются от оксидов железа даже при явлениях лессиважа. Это имеет
важное значение, так как оксиды, блокируя поверхность глинистых частиц, сни¬
жают обменную поглотительную способность минеральной массы. Рассеянные
металлы, в повышенном количестве содержащиеся в прочно закрепленных окси¬
дах железа, остаются недоступными для растений.
Стабильность фиксированных оксидов железа нарушается только лишь при
дефиците кислорода вследствие застаивания почвенно-грунтовых вод. В глеевой
обстановке происходит мобилизация железа, о чем сигнализирует постепенно
блекнущая оранжевая окраска. Это сопровождается понижением величины свето¬
преломления глинистых частиц до Nm=l,540-1,545, разрушением агрегатов, пе¬
реходом в растворимое состояние тяжелых металлов. В условиях периодического
колебания окислительно-восстановительных условий возникают разнообразные
сегрегации гидрогетита и мелкие конкреции псиломелана, в которых наряду с
марганцем концентрируются свинец, кобальт, никель и медь.
Результаты проведенных исследований могут быть резюмированы следую¬
щим образом. Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
имеют плиоценовый возраст и состоят из переотложенных продуктов выветри¬
вания. В их составе преобладают метагаллуазит и расширяющийся диоктаэдри-
чеекий трехслойный силикат, присутствую гпдрослюды и гидроксиды железа, а
также устойчивые к выветриванию обломочные минералы (кварц, ильменит, маг¬
нетит и т.п.). По составу и соотношению минералов рассматриваемые отложения
506
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
отличаются как от древних (мезозойских и палеогеновых) кор выветривания, так
и от покровных суглинков и лёссов четвертичного возраста.
Переотложенные продукты выветривания подверглись гипергенной транс¬
формации, наиболее важным результатом которой является прочная фиксация
оксидов железа на поверхности глинистых частиц. Этой формой нахождения же¬
леза обусловлена специфическая окраска рассматриваемых отложений. Оксиды
железа содержат сорбированные рассеянные тяжелые металлы, благодаря чему
высокодисперсное вещество отложений обогащено ванадием, хромом, медью,
цинком, свинцом, никелем. Важный результат насыщения глинистого вещества
оксидами железа - сложная агрегированность минеральной массы, что обеспечи¬
вает хорошую водо- и воздухопроницаемость отложений.
Геохимические, физико-химические и микроморфологические особенности
красноцветных отложений устойчиво сохраняются в профиле современных авто-
морфных почв и трансформируются только воздействием глеевых процессов.
ЛИТЕРАТУРА
БардошиГ. О теории происхождения терра росса и распространении бокситов на
территории Восточных Альп и Карпат // Геология и геохимия кор выветрива¬
ния. М.: Наука, 1968.
Бобров Н.А. Влияние поверхности на состояние железа, адсорбированного в алю¬
мосиликатах: Автореф. дисс. М.: МГУ, 1986.
Градусов В.П. Размещение глинистых минералов в почвообразующих породах и
почвах // Кора выветривания. М.: Наука, 1976. Вып. 15.
Добровольский В.В. Красноцветные образования Чехословакии // Материалы
Моек. фил. Географ, о-ва СССР. 1970. Вып. 4.
Добровольский В.В. Гипергенные образования Восточной Африки // Восточно-
Африканская рифтовая система. М.: Наука, 1974.
Добровольский В.В. Красноцветные продукты выветривания Родопских гор (Бол¬
гария) // Вопросы изучения геохимии ландшафтов. Материалы Моек. фил.
Географ, о-ва СССР. 1975.
Добровольский В.В. Геохимия и минералогия покровных красноцветных отложе¬
ний Кубы // Почвоведение. 1980. № 7.
Добровольский В.В. К палеогеографии неогеновых красноцветов Польши // Зем¬
леведение. Нов. сер. 1982. Т. 14.
Зонн С.В. Железо в почвах. М.: Наука, 1982.
Полынов Б.Б. Красноземная кора выветривания и ее почвы // Почвоведение.
1944. № 1.
Andrusow D., Borza К, Martini; Е., Pospisil Н.А. О povode a dobe vzniku tzw. terra
possy juzneho a stredneho Slovenska // GeologiCky sbornik Slovenskoy Akademie
Vied. 1958. R. IX, № 1.
Blanch E. Die Meditterran Roterde (Terra rossa) // Handbuch der Bodenlehre. 1930.
B.3.
Ciric M. Pojava fosilnih laterita u karstnom podrufiju Hercegovine // Zemljiste i biljka.
1967. V. 16. № 1_3.
Dobrovolski V.V. Micromorphology and genesis terra rossa of the U.S.S.R. and East
Europe // Third Intern. Working meeting of the soil mikromorphology. W. 1970.
FilipovskiG., Ciric M. Zemljista Jugoslavije. Beograd, 1963.
508
Покровные красноцветные отложения Юго-Восточной Европы
Kubiena W.L. Uber die Reliktboden in Spanien. Festschrift fUr Erwin Aichinger. Wien:
Springer Verlag. 1954a.
Kubiena W.L Materialien zur Geschichte der Bodenbildung auf den West-Kanarien //
VL-e Congress Intern. Sci. Sol. Rapports. V.E.R 1954b.
Pelicekl. Fosilini terra rossa z jurskych vapencu od Brna // Vestnik Statn. Geol. Ustavu
Ceskosl. Rep. Roc. 13. Pr. 1937.
Научное издание
Добровольский
Всеволод Всеволодович
ГИПЕРГЕНЕЗ
И КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
ИЗБРАННЫЕ ТРУДЫ, Т. I
«Научный мир»
Тел./факс (495) 291-2847
-mail: naumir@benran.ru. Internet: http://bookish.iring.ru
Подписано к печати 06.11.2007
Формат 70x100/16
Гарнитура Таймс. Печать офсетная. Печ. л. 32
Тираж 500 экз. Заказ 195
Издание отпечатано в типографии
ООО “Галлея-Принт”
Москва, 5-я Кабельная, 26