Выветривание (гипергенез) горных пород

Почвообразующая порода

Почва формируется на продуктах выветривания горных пород. Минеральная среда, на которой развивается почва, называется почвообразующей (материнской) породой.

Почвообразующая или материнская порода посредством своего гранулометрического и вещественного состава, присущей ей структуры и текстуры оказывает большое влияние на все свойства почвы: мощность профиля, химический и минералогический составы почв, их физические и физико-механические свойства, водно-воздушный, тепловой и пищевой режимы.

Почвообразующие породы, определяя строение почв, характер их эволюции, пестроту почвенного покрова существенно влияют на многие факторы и процессы почвообразования:

· на скорость почвообразовательного процесса, обуславливающую разную мощность почвенных профилей;

· на уровень плодородия, который зависит от исходного состава пород, богатых или бедных химическими элементами, разной степени устойчивости в зоне гипергенеза;

· на характер проявления эрозионных процессов, орошаемого земледелия, осушительных мелиораций, фильтрацию почв, их водоудерживающую способность и т.д.;

· на структуру почвенного покрова, определяющую разную мозаичность, сложность, контрастность почвенного покрова, агропроизводственную группировку почв.

Известный американский ученый, главный химик геологической службы США Ф. Кларк в результате многолетней работы по определению химического состава земной коры определил, что она на 99% состоит из восьми элементов. Впоследствии цифры процентного содержания химических элементов земной коры, несколько уточненные академиком А.Е. Ферсманом, по его предложению были названы числами Кларка, или кларками (табл.1.1).

ТАБЛИЦА 1.1

СОДЕРЖАНИЕ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ В ЗЕМНОЙ КОРЕ (ПО КЛАРКУ)

Элемент	% по массе	Элемент	% по массе
O	49.13	Ti	0.61
Si	26.00	C	0.35
Al	7.45	Cl	0.20
Fe	4.20	P	0.12
Ca	3.25	S	0.10
Na	2.40	Mn	0.10
Mg	2.35	F	0.08
K	2.35	Ba	0.05
H	1.00	N	0.04

В различных горных породах соотношение химических элементов сильно варьирует, отклоняясь от кларков концентрации. Эти отклонения зависят от состава горных пород, отличающихся большим разнообразием.

Горные породы по происхождению подразделяются на магматические (массивно-кристаллические), метаморфические и осадочные (рис. 1.1).

Рис.1.1 Разнообразие почвообразующих пород – каркасно-матричной основы почв

Магматические, или изверженные, породы образовались в результате застывания и кристаллизации расплавов (магмы) в глубине земной коры (породы глубинные - интрузивные) или из магмы, излившейся на поверхность Земли, т.е. лавы (породы излившиеся - эффузивные). Магматические породы слагают основную массу земной коры (95 % от общей массы пород), на современной поверхности материков площадь их распространения составляет около 25 %, т.е. они ограниченно распространены в качестве почвообразующих пород и встречаются главным образом в горных областях. Они в большинстве случаев перекрыты рыхлыми осадочными породами, которые выступают в качестве почвообразующих. К интрузивным породам относятся граниты, гранодиориты, сиениты, диориты, габбро, дуниты и др., к эффузивным - липариты, дациты, трахиты, андезиты, базальты и др.

Породообразующими минералами магматических пород являются калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, биотит, роговая обманка, пироксены, оливин.

По химическому составу, а именно по содержанию оксида кремния, магматические породы условно делятся на пять групп: ультракислые породы, содержащие кремнезема (SiO₂) более 75 %, кислые – 75-65 %, средние – 65-52 %, основные – 52-40 % и ультраосновные – менее 40%.

Хотя их можно подразделить и на две большие группы: кислые и основные.

К кислым магматическим породам относятся граниты гранитодиориты и др. Для них характерно высокое содержание кремнезема, заметное количество натрия и калия, небольшое содержание железа, ничтожное - кальция и магния, относительно повышенное - фтора и бора. Кислые магматические породы обычно окрашены в светлые и буроватые тона; в них отчетливо различаются кристаллы кварца, полевых шпатов и слюд. Эти породы содержат большое количество газов, таких как СО, СО₂, H₂S, СН₃, Н, N, C1, которые при нагревании могут быть выделены. Продукты выветривания и почвы, образующиеся из кислых магматических пород, на ранних стадиях выветривания отличаются рыхлостью, песчанистостью и гравийным характером материала, более или менее достаточным содержанием калия, связанного с минералами группы слюд.

Из основных магматических пород наиболее широко распространены базальты, габбро, андезиты. Они характеризуются низким содержанием кремнезема (40-60 % массы). Большая часть кремнезема связана в алюмосиликатных минералах. Свободный кремнезем в виде кварца содержится лишь в небольшом количестве. Основные магматические породы, в отличие от кислых, в основном богаты соединениями марганца, железа, хрома, кобальта, цинка, титана, никеля и меди. Горные породы щелочной магмы отличаются очень темной, иногда черной окраской, что объясняется отсутствием кварца и преобладанием минералов, окрашенных в темные тона. Продукты выветривания и почвообразования на горных породах щелочной магмы обычно быстро приобретают глинистый характер, длительное время сохраняют щелочную и нейтральную реакцию, отличаются повышенным содержанием почвенного гумуса и глинистых минералов типа монтмориллонита.

Метаморфические горные породы являются как бы переходными между осадочными и массивно-кристаллическими магматическими породами и являются вторичными. Они образуются путем перекристаллизации, обычно без расплавления, магматических, осадочных, а также более древних метаморфических пород. Эти изменения происходят на глубине под влиянием высоких температур и давления и при взаимодействии пород с газами и растворами, выделяющихся из магмы. К метаморфическим породам относятся гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты, мраморы и др. Химический и минералогический состав метаморфических пород разнообразен и зависит от состава первичной породы.

Осадочные горные породы - это продукты разрушения (выветривания) массивно-кристаллических и других горных пород и жизнедеятельности организмов, которые переносятся механическими силами, выделяются из растворов и отлагаются на дне морских и озерных бассейнов или на поверхности суши. Они покрывают около 75 % поверхности суши и поэтому являются широко распространенными почвообразующими породами. Осадочные горные породы состоят главным образом из глинистых сланцев (77 %), песчаников (11,3 %), известняков (5,9 %) и солей разного состава (5,8 %).

К плотным (сцементированным) осадочным породам относятся конгломераты, брекчии, алевролиты и др., к рыхлым осадочным породам (наносам) - пески, суглинки, глины и др.

По вещественному составу и генезису осадочные породы делятся на 4 группы: 1) обломочные породы, возникшие в результате механического разрушения каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков; 2) глинистые породы, представляющие результат совместного механического и химического разрушения и накопления возникших при этом продуктов; 3) химические и органические (хемобиогенные) породы, образующиеся при различных химических процессах, проходящих на поверхности земли, и в результате жизнедеятельности организмов; 4) биогенные породы, образующиеся из растительных и животных (планктон) остатков под влиянием биохимических, химических и геологических факторов. Однако большая часть осадочных пород представляет собой полигенетические образования, т.е.образуется разными способами. Например, карбонатные породы - известняки и доломиты - могут образовываться всеми этими способами.

В состав осадочных пород входят преимущественно относительно устойчивые к процессам выветривания-почвообразования минералы. Среди них преобладает наиболее устойчивый кварц. Высокодисперсные частицы сложены главным образом глинистыми (вторичными) минералами, которые в почвенной толще оказываются также достаточно консервативным элементом. Таким образом, основная часть осадочных горных пород, состоящая из остаточных первичных и разнообразных вторичных минералов, переходя в состав почвенной массы, не будет подвергаться быстрым и коренным преобразованиям. Влияние выветривания-почвообразования здесь проявляется главным образом в дальнейшем разрушении остаточных первичных минералов и частичном преобразовании глинистых минералов.

Вместе с тем минеральный состав осадочных пород в каждом конкретном случае связан с составом пород, которые явились источником обломочного материала, поэтому их минералогический состав закономерно меняется в пространстве. Так, например, в горных областях, сложенных изверженными породами кислого состава (гранитами, гнейсами), рыхлые отложения обогащены грубообломочными частицами устойчивых к выветриванию минералов (кварц, калинатроновые полевые шпаты), т.к. неустойчивые в зоне гипергенеза минералы (основные и средние плагиоклазы, пироксены, слюды) быстро разрушаются и постепенно исчезают в процессе многократного перемещения в водной и частично в воздушной среде в направлении источника сноса. В рыхлых отложениях, источником сноса которых являются основные магматические породы (базальты, габбро), преобладают относительно устойчивые к выветриванию минералы (пироксены, рудные минералы), характерные для данных пород.

ТАБЛИЦА 1.2РАСПРОСТРАНЕНИЕ ГЛАВНЕЙШИХ ГРУПП ГОРНЫХ ПОРОД В ЗЕМНОЙ КОРЕ

Породы	% от общего объема земной коры
Граниты, гранодиориты, диориты	21,6
Кристаллические сланцы, гнейсы	26,5
Базальты, габбро, амфиболы, эклогиты	42,5
Глины и глинистые сланцы	4,2
Пески и песчаники	1,7
Карбонатные породы, мраморы, сульфатные и хлоридные породы	2,9
Прочие породы	0,6

ТАБЛИЦА 1.3 МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ЗЕМНОЙ КОРЫ (ПО А.Е. ФЕРСМАНУ)

Минералы	Содержание в весовых %	Минералы	Содержание в весовых %
Полевые шпаты		Вода в свом и поглощенном состоянии	8,2
Пироксены и амфиболы
Кварц и его разновидности		Слюды	3,0
Глинистые минералы	1,5	Оксиды и гидроксиды	3,0
Кальцит	1,5	Фосфаты	0,8

Под совокупным воздействием атмосферы, гидросферы, биосферы происходят количественное и качественное изменение горных пород. На дневной поверхности условия резко отличные от тех, при которых происходило формирование изверженных и метаморфических пород. Поэтому они теряют устойчивость и подвергаются процессам преобразования. Сумма процессов преобразования горных пород на поверхности Земли называется выветриванием (перевод немецкого Verwitterung) либо по предложению академика А. Е. Ферсмана - гипергенезом. В процессах выветривания происходит разрушение одних горных пород и минералов и образование других пород и вновь синтезированных минералов под влиянием колебаний температуры, химического воздействия воды, кислорода, углекислоты, различных органических веществ, образующихся при жизни растений и животных или при их отмирании и разложении. Таким образом, в процессе гипергенеза происходит глубокое изменение элементарного и минерального составов горных пород. Массивные породы резко изменяют свой первоначальный облик и превращаются в глинистую или щебенчатую кору выветривания пестрой, пятнистой или белой окраски.

Приповерхностную часть земной коры, в которой проявляются указанные факторы, называют корой выветривания, или зоной гипергенеза (рис. 1.2).

Рис. 1.2. Схема строения Земли

Нижняя граница этой зоны условно проводится по кровле верхнего горизонта подземных (пластовых) вод. Этот горизонт уже относится к зоне катагенеза, в которой под воздействием подземных вод происходят особые геохимические процессы. Нижнюю (большую) часть зоны гипергенеза занимают горные породы, в той или иной степени измененные процессами выветривания. Здесь выделяют новейшую (современную) и древнюю коры выветривания. В верхней части зоны гипергенеза располагается почва. Почва и кора выветривания обычно связаны между собой постепенными переходами, и четкой границы между почвой и корой выветривания нет, т.к. в почве происходят интенсивные процессы выветривания (внутрипочвенное выветривания), которые составляют часть собственно почвенных процессов и синхронны с ними. Тем не менее, почва отличается от коры выветривания наличием гумуса, морфологией, структурой, глобальными функциями и т.д.

Постоянно идущий процесс разрушения и химического изменения всех горных пород на суше является одним из главных звеньев круговорота веществ.

Наиболее масштабным во времени и в пространстве является геологический круговорот веществ. С точки зрения почвоведения этот круговорот затрагивает всю совокупность процессов образования земной коры, магматических и осадочных горных пород и минералов, обособления ее стратиграфических горизонтов, коры выветривания и форм рельефа, денудации и формирования водного, твердого и химического стока, седиментации и аккумуляции веществ, принесенных надземными, подземными водами и эоловым путем (рис. 1.3).

Рис. 1.3. Общая схема большого геологического круговорота веществ

Большой геологический круговорот веществ протекает в системе суша-океан-атмосфера и включает следующие циклы (этапы): 1) появление изверженных пород на земной поверхности, 2) континентальное выветривание и почвообразование, 3) перенос продуктов выветривания-почвообразования в моря и океаны с последующим метамофизмом, 4) новый выход морских осадочных пород на дневную поверхность.

Процесс преобразования исходных пород в кору выветривания чрезвычайно сложен и включает в себя многочисленные частные процессы – физические, химические и биологические (рис. 1.4). Они действуют на горные породы совместно и одновременно так, что действие одного из этих процессов невозможно отделить от действия остальных.

Рис. 1.4. Формы выветривания: физическое, химическое и биологическое

Физическое (физико-механическое) выветривание – это распад горных пород на обломки. Оно связано с колебаниями температуры, механическим воздействием замерзающей воды в трещинах и порах горных пород, корневой системы деревьев, кристаллизацией солей и т.д. Наиболее интенсивно этот процесс происходит в резко континентальных широтных зонах при резкой смене суточных температур, когда поверхность породы, нагреваясь, расширяется, а ночью, охлаждаясь, сжимается и трескается. Особенно сильно разрушаются полиминеральные горные породы, т.к. составляющие их минералы имеют неодинаковые коэффициенты объемного расширения, и даже у одного и того же минерала коэффициент линейного расширения неодинаков в разных направлениях (проявление анизотропности). Все это вызывает местные напряжения, нарушение сцепления минеральных зерен не только в полиминеральных, но и в мономинеральных горных породах (известняк, песчаник и др.), что приводит со временем к их разрушению. На скорость выветривания горной породы оказывают влияние окраска, величина зерен минералов. Быстрее разрушаются темно-окрашенные и крупнозернистые минералы.

Температурное выветривание также интенсивно происходит в пустынях, где колебания температуры в течение суток составляет 50-60^о, на склонах высоких гор, где воздух прозрачнее и сильнее инсоляция, чем в низменностях.

В результате физического выветривания порода постепенно превращается в смесь обломков, а со временем образуется мелкообломочная землистая масса. Плотность породы с величин 2,5-2,6 уменьшается до 1,3-1,6 г/см³, появляется пористость, достигающая 40-50 % объема, формируются влагоемкость, водопроницаемость. Все эти качественные признаки отсутствуют в магматических и метаморфических исходных породах.

Для арктических и субарктических географических поясов, экстраконтинентальной зоны и высокогорий характерно морозное выветривание. Особенно интенсивно оно протекает при температуре -45^оС, когда вода замерзает не только в трещинах, но и в капиллярах, разрывая горную породу и доводя ее до лессовидной (рис. 1.5).

Рис. 1.5. Схема измельчения горных пород

Химическое выветриваниепредставляет собой разрушение горных пород, сопровождающееся изменением их химического состава. В результате такого выветривания образуются новые минеральные соединения, устойчивые в условиях поверхности Земли.

Под воздействием воды происходит гидратация минералов, т.е. закрепление молекул воды на поверхности отдельных участков кристаллохимической структуры минерала. В результате образуются гидратированные разновидности. Например, гетит переходит в гидрогетит:

FeO(OH) → FeO(OH)·nH₂O

гетит гидрогетит

Гидратация наблюдается и в таких сложных минералах, как силикаты и алюмосиликаты. Она приводит к разрыхлению поверхности минералов, что обеспечивает более полный контакт их с окружающим водным раствором, газами и другими факторами выветривания (объем гидратированных минералов или горных пород увеличивается на 25 % и более).

Кроме того, под воздействием воды протекают и реакции гидролиза. При гидролизе имеют место химическое разложение минералов и удаление отдельных элементов из их состава (водородные ионы могут замещать катионы оснований, расположенные на поверхности кристаллов и занимать их место в кристаллической решетке). Так, серпантин в результате гидролиза распадается на оксиды магния и кремния. Оксиды кремния входят в состав аморфного опала, а магний при наличии в воде углекислоты образует магнезит:

Mg₆(OH)₈[Si₄O₁₀] → SiO₂·nH₂O + MgCO₃

серпентин опал магнезит

Гидролизалюмосиликатов является одним из наиболее уникальных процессов глубинного химического разрушения минералов, сопровождающийся появлением подвижных соединений в растворах щелочных, щелочноземельных соединений кремнезема и угольной кислоты. Гидролиз альбита можно представить в виде схемы:

Na₂Al₂Si₆O₁₆ + 2H₂O = H₂Al₂Si₂O₈ + 2NaOH + 4SiO₂;

H₂Al₂Si₂O₈→ SiO₂·H₂O + Al₂O₃

Образуются истинные и коллоидные растворы кремнезема, оксиды алюминия, гидрооксид натрия, который в присутствии угольной кислоты превращается в углекислую щелочь.

Одним из характерных примеров гидролиза является каолинизация полевых шпатов, составляющих почти половину всех минералов земной коры. При гипергенном преобразовании полевых шпатов возникают гидрослюды, которые затем превращаются в минералы группы каолинита или галлуазита.

K[AlSi₃O₈] → (K,H₃O)Al₂(OH)₂[AlSi₃O₁₀] → Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀]

калиевый полевой шпат гидрослюда каолинит

В зоне умеренного климата гидролиз полевых шпатов называют по конечному продукту каолинитовым выветриванием. В условиях тропического климата разложение идет глубже: до образования водных оксидов алюминия и кремния:

Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀] + СО₂ + nH₂O → Al₂O₃· mH₂O + SiO₂· nH₂O

каолинит боксит опал

Таким образом, в условиях умеренного климата из полевых шпатов образуется каолинит, а жаркого и влажного – боксит. В умеренных широтах при выветривании силикатов чаще всего накапливаются глинистые минералы, в условиях теплого и влажного климата - преимущественно оксиды железа.

Чем больше в природных водах растворена угольная кислота, тем интенсивнее будет процесс образования бикарбонатов и кремнезема и тем интенсивнее будет их миграция.

При наличии влаги и свободного кислорода воздуха имеет место окисление минералов и горных пород.

В процессе окисления закисные формы железа, марганца, кобальта и др. элементов переходят в окисные формы. Процесс окисления сульфидов железа, марганца, меди сопровождается образованием оксидов и серной кислоты. Приведем пример окисления сульфида железа:

FeS₂ + nO₂ + mH₂O → FeSO₄ → Fe₂(SO₄)₃ → Fe₂O₃ · nH₂O

пирит лимонит

(бурый железняк)

В этом процессе наряду с окислением происходит и гидратация, а также образуется свободная серная кислота, которая играет роль мощного фактора глубокого химического выветривания. Она разрушает карбонаты, алюмосиликатные минералы, образует сернокислые соли, поступающие в дальнейшем в геохимический поток.

При недостатке свободного кислорода развивается восстановительный процесс, заключающийся в частичной или полной потере веществом содержащегося в нем химически связанного кислорода. Так, в условиях болотной среды в результате недостатка кислорода окисные соединения железа переходят в закисные (FeO) и образуются гидраты закиси зеленоватого цвета. Так появляется серо-зеленая или сизая глинистая масса, подстилающая торфяники, – глей. Процесс возникновения глея называется оглеением.

Биологическое выветривание – механическое разрушение (дробление горных пород корнями растений) и химическое изменение горных пород и минералов под действием организмов и продуктов их жизнедеятельности.

При биологическом выветривании организмы извлекают из породы необходимые для построения своего тела минеральные вещества и аккумулируют их в поверхностных горизонтах породы, создавая условия для формирования почв. Разрушение начинается уже с первых поселенцев: микроорганизмов, мхов и лишайников. Образующийся при этом мелкозем создает условия для высшей растительности. Растения из горной породы усваивают питательные вещества и выделяют углекислый газ, различные кислоты, которые разрушают горные породы и минералы. При отмирании растений и разложении опада органической массы образуются кислоты, способствующие значительному растворению, гидролизу минералов, пород. Микроорганизмы также выделяют во внешнюю среду углекислый газ и различные кислоты. Нитрификаторы образуют азотную кислоту, серобактерии – серную кислоту. Эти кислоты растворяют многие минеральные соединения и усиливают процесс выветривания. Диатомовые водоросли, усваивая кремний, способны разлагать алюмосиликаты, силикатные бактерии – полевые шпаты. Дождевые черви, личинки жуков и другие организмы, пропуская через свой пищеварительный тракт минеральную и органическую массу (до 100 т на 1 га), в значительной степени изменяют ее химический состав. Интенсивность воздействия органического мира на горные породы зависит от растительных сообществ, состава, величины биомассы.

С появлением биологического выветривания начинается процесс биологического круговорота веществ. Биологический круговорот – это сумма циклических процессов обмена веществ и энергии между средой и совокупностью растительных и животных организмов (рис. 1.6). Интенсивность, направленность этих процессов определяются не только биотой, но и климатическими условиями, водно-физическими, сорбционными и другими свойствами пород и почв. Биологический круговорот веществ в отличие от геологического, при котором высвобождающиеся в процессе выветривания вещества растворяются и выносятся в Мировой океан, обусловливает не потерю, не обеднение, а обогащение породы и почвы питательными элементами, органическим веществом и связанной с ним энергией. Однако биологический круговорот в естественных условиях не может быть замкнутым или полностью сбалансированным циклом: часть питательных веществ вымывается из почвы и, поступая в геологический круговорот, теряется безвозвратно. Таким образом, биологические и абиотические процессы трансформации и перемещения вещества в почвах связаны в едином биогеохимическом круговороте. Он представляет систему согласованных в пространстве и во времени трансформационных и миграционных потоков веществ, протекающих в фазе биоты и неживых фазах почвы.

Рис. 1.6. Малый биологический круговорот веществ в природе

Так как процессы выветривания являются частью непрерывного геологического, биологического и биогеохимического круговорота веществ, то нельзя полагать, что выветривание “заканчивается” образованием “конечных продуктов”. Разные минералы обладают неодинаковой устойчивостью при выветривании. Степень гипергенной устойчивости наиболее распространенных магматических минералов обратна последовательности их кристаллизации из магматического расплава и в значительной мере обусловлена их кристаллической структурой. Наиболее легко разрушаются силикаты с изолированными кремнекислородными тетраэдрами. Например, оливин (рис. 1.7). Более устойчивые минералы, имеющие цепочную или ленточную структуру (амфиболы и пироксены).

Рис. 1.7. Схема структур силикатов: а – изолированный кремнекислородный тетраэдр; б и в – группы из трех и шести тетраэдров, связанных в кольцо; г – схема структуры цепных силикатов; д – схема структуры ленточных силикатов; е – листовых; ж – каркасных

Довольно легко преобразуются железо-магнезиальные слюды. Устойчивость полевых шпатов зависит от их состава: кальциевые плагиоклазы выветриваются так же легко, как пироксены, а натриевые и калиевые полевые шпаты выветриваются с трудом. Наиболее устойчив кварц, структура которого состоит исключительно из кремнекислородных тетраэдров. По порядку устойчивости первичные минералы располагаются в определенной последовательности (схема Гольдича, рис. 1.8).

При выветривании происходят не только разрушение первичных минералов, но и возникновение новых, гипергенных (почвенных). Большая часть глинистых минералов, сульфаты, карбонаты, минералы оксидов железа, алюминия, марганца и другие имеют гипергенное происхождение.

Глинистые минералы относятся к слоистым алюмосиликатам. Это минералы группы каолинита, смешаннослоистых минералов, хлорита. Они обладают рядом общих свойств: высокой дисперсностью, поглотительной и обменной способностью по отношению к катионам, имеют слоистое строение.

Минералы гидрооксидов и оксидов железа и алюминия. Среди них наибольшее распространение имеют гематит Fe₂O₃, гетит Fe₂O₃·H₂O, гидрогетит Fe₂O₃·3H₂O, гиббсит Al₂O₃·3H₂O, опал SiO₂· nH₂O. Эти минералы преобладают в породах и почвах тропических и субтропических областей.

Минералы – простые соли. Наибольшее распространение имеют карбонаты: кальцит – CaCO₃, доломит – CaCO₃·MgCO₃, сода – Na₂CO₃·10H₂O; сульфаты: мирабилит – Na₂SO₄; хлориды: галит – NaCl, CaCl₂, MgCl₂. Они в разных соотношениях находятся в породах, почвенных, грунтовых водах, ключевых водах и передвигаются в виде растворов по уклону местности в озера, моря, а также в поймы и дельты рек, в низменности и депрессии.

Рис. 1.8. Схема Гольдича

В то же время для определенных географических ландшафтов характерны более или менее устойчивые группы первичных и вторичных минералов, являющихся «конечными» для данных условий и времени.

В полярных и высокогорных областях исходный состав пород химически не изменен. В холодных и умеренных областях с вечной мерзлотой отмечается слабое химическое изменение коренной породы, но уже присутствуют глинистые минералы – гидрослюды, образующиеся за счет полевых шпатов. В степи и полупустыни наблюдаются глубокие химические преобразования первичных минералов, главный глинистый минерал - монтмориллонит. В субтропической зоне наблюдается полное изменение первичного состава исходных пород, среди глинистых минералов преобладание каолинита. В жаркой и влажной экваториальной зоне при активном химическом и биологическом выветривании преобладают наиболее устойчивые продукты охры Al₂O₃ и Fe₂O₃ (рис. 1.9). Следовательно, выветривание это не только процесс разрушения горных пород, но и одновременно создание вторичных минералов.

Для гипергенного преобразования горных пород требуется энергия. Она расходуется на разрушение кристаллохимических структур первичных минералов и построения новых. Так, например, для полного разрушения на ионы одной грамм-моллекулы оливина необходимо затратить около 21 тыс. Дж.,а более устойчивого альбита – 46 тыс. Дж.

Процесс выветривания обеспечивается энергией за счет поступления солнечной радиации. Но степень использования поступающей энергии зависит от атмосферного увлажнения. Как бы долго ни подвергались воздействию солнечных лучей полевые шпаты, они не превратятся в глинистые минералы при отсутствии жидкой воды, необходимой для химических и биохимических реакций. Поэтому в аридных (aridus, латинского – сухой) ландшафтах, где количество атмосферных осадков меньше величины испаряемости, степень использования энергии Солнца очень мала. В условиях значительного атмосферного увлажнения полнота использования солнечной радиации резко возрастает (табл. 1.4).

ТАБЛИЦА 1.4 ИНТЕНСИВНОСТЬ ВЫВЕТРИВАНИЯ (ПО РАМАННУ; ЦИТ. ПО ИЕННИ, 1948)

Пояс	Средняя температура почвы, °С	Относительная диссоциация воды	Длительность периода выветривания, дни	Коэффициент выветривания
абсолютный	относительный
Холодный		1,7
Умеренный		2,4			2,8
Тропический		4,5			9,5

В процессе физического, химического и биологического выветривания возникают две группы продуктов выветривания:

· подвижные, которые уносятся на то или иное расстояние;

· остаточные, остающиеся на месте первоначального залегания горных пород, подвергшихся выветриванию.

Остаточные продукты выветривания представляют собой одну из важнейших генетических типов континентальных образований и называются элювием, а элювиальные образования верхней части литосферы – корой выветривания.

Элювиальные образования, оставшиеся на месте первоначального залегания горных пород, подвергшихся выветриванию, формируют остаточную кору выветривания, ее относят к автоморфной или элювиальной коре выветривания. Она формируется на положительных элементах рельефа. Характерная черта автоморфных кор состоит в образовании их за счет ресурсов исходной породы, без существенного поступления химических элементов с соседних участков. Ее состав постепенно сменяется сверху, где расположены продукты наиболее интенсивного глубокого выветривания, до исходной породы, не затронутой процессами гипергенеза.

Полностью сформированная автоморфная кора на гранитах имеет следующий профиль (снизу вверх):

- горизонт щебенчатой, или обломочной коры выветривания. Это слабо измененный, дезинтегрированный гранит;

- гидрослюдистый горизонт. Цвет его светло-серый. Здесь структура исходной породы сохраняется, но значительная часть щелочей и щелочноземельных элементов вынесена, а большая часть полевых шпатов замещена агрегатом гипергенных гидрослюд;

- каолинитовый горизонт. Из этого горизонта полностью удалены все одно- и двухвалентные катионы и гидрослюды замещены каолинитом. Иногда на белом фоне заметны красно-бурые пятна от скопления гидроокислов железа или обнаруживаются выделения бесцветного гидраргиллита.

При выветривании базальтов верхний горизонт состоит из гидроокислов железа и алюминия, ниже которого расположен глинистый горизонт, сложенный монтмориллонитом. Чем больше кальциевых плагиоклазов и хлоритов, тем больше образуется монтмориллонита. Еще ниже находится горизонт из гидрохлоритов и гидрослюд.

В процессе выветривания массивно-кристаллических пород некоторые химические элементы выносятся из автоморфной коры выветривания почвенно-грунтовыми водами в виде истинных и коллоидных растворов в понижения рельефа на различные расстояния и выпадают в форме различных минералов, которые слагают гидроморфную (аккумулятивную) кору выветривания. Состав гидроморфной коры тесным образом связан с составом и процессами, протекающими при формировании автоморфной коры выветривания. Таким образом, в процессе выветривания рельеф способствует перераспределению химических элементов по площади и определяет размещение в пространстве разных форм кор выветривания, которые связаны между собой генетически и геохимически. Поэтому существует закономерная сопряженность остаточной (элювиальной или автоморфной) и аккумулятивной (гидроморфной) кор выветривания.

Состав и мощность коры выветривания зависят от климатических условий (рис. 1.9). Каждой ландшафтной зоне соответствует своеобразный характер коры выветривания, влияющий на зональное распределение типов почв и образование многих полезных ископаемых.

Особенно мощная кора выветривания формируется в условиях жаркого и влажного климата тропического и субтропического поясов, где она достигает 80-100 м и более. Нижняя граница ее неровная, местами она глубоко опускается вдоль крупных трещин и зон тектонического дробления. Из схемы видно, что в строении коры выветривания отчетливо проявляется вертикальная зональность. Наибольшей степенью разложения характеризуется ее верхняя часть. В ней содержится большое количество гидрооксидов алюминия, железа и отчасти кремния, вследствие этого элювий в сухом состоянии напоминает по твердости обожженный кирпич, окрашенный в красный цвет. Поэтому такие коры выветривания называются латеритными (лат. “латер” - кирпич). Ниже латериты сменяются каолинитовым горизонтом с примесью гидрооксидов железа и алюминия. Еще ниже располагается гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделитовый горизонт, в нем наблюдаются черты строения, унаследованные от первичных горных пород, подвергшихся выветриванию. В основании коры располагаются раздробленные коренные породы, почти не затронутые химическим выветриванием, внизу они переходят в сохраненные свежие породы.

Рис. 1.9. Схема образования коры выветривания (Страхов, 1963):

1 – свежая порода; 2 – зона дресвы, химически мало измененной; 3 – гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделлитовая зона; 4 – каолинитовая зона; 5 – охры Al₂O₃;

6 – панцирь Fe₂O₃+Al₂O₃.

Наиболее сильное преобразование минералогического состава в условиях тропиков можно рассмотреть на примере довольно мощной (9-10 м) остаточной ферраллитной коры выветривания серпентина, образовавшейся в условиях тропиков Кубы (рис. 1.10). Самые верхние горизонты коры выветривания совмещены с почвой, обогащены гумусом и представлены вновь образованными минералами, глубоко отличными от минералов исходной горной породы. Подпочвенные толщи остаточной коры выветривания имеют слабые признаки содержания гумуса, но они также весьма отличаются от исходных горных пород. Наконец, в нижней части толщи коры выветривания