Отношение концентрации стронция к концентрации бария

В почвенных новообразованиях

В заключение следует отметить палеогеографическое значение почвенных новообразований. Они имеют относительно крупные размеры, хорошо сохраняются, их легко обнаружить в погребенных и сильно эродированных почвах и даже в переотложенных продуктах плиоплейстоценового почвообразования.

В нижней части почв иногда встречаются новообразования, не соответствующие биогеохимическим условиям современных почв. Так, в некоторых районах Средней Азии в серо-бурых почвах пустынь присутствуют крупные известковые конкреции и остатки мощного горизонта гипса оригинальной шестовато-игольчатой структуры. Эти образования являются реликтами древних гидроморфных почв, сохранившимися в нижней части почв современной пустыни.

Изучение парагенетических ассоциаций реликтовых новообразований почв верхнекайнозойского возраста, их морфологии, микростроения и особенностей химического и микроэлементного состава дает возможность обнаружить объективные данные для восстановления палеогеографических условий геологического прошлого.

Проблема возникновения почв и

Эволюция почвообразования в истории

Земли

Роль процессов выветривания в развитии химического состава земной коры континентов.Появление почв было предопределено образованием первых наземных фитоценозов, положивших начало биогенной циклической миграции химических элементов на суше. Согласно геологическим данным, это произошло около 350 — 400 млн лет назад. Это не означает, что на протяжении предшествовавших трех миллиардов лет на поверхности древних континентов не происходило гипергенного преобразования (выветривания) горных пород. Этот процесс начался с момента выхода праматериков из-под уровня океана 2,5 — 3 млрд лет назад, но характер гипергенных процессов того времени во многом неясен, так как состав пород, слагавших праконтиненты, так же как состав атмосферы и гидросферы, существенно отличались от современного. Учитывая состав газов, поступавших из мантии, и связанную с этим кислотность древней гидросферы, можно предполагать, что основную роль играли процессы гидролитического разложения силикатных пород. Начиная со второй половины протерозоя выветривание постепенно приобретает черты, сближающие его с постдокембрийским. Среди процессов гипергенного преобразования минерального вещества земной коры основная роль переходит к трансформации кристаллохимических структур силикатов — наиболее распространенной группы породообразующих минералов, составляющих более 75 % нормативного состава земной коры. Процессы гидролитического разрушения этих минералов на поверхности континентов получили подчиненное значение.

Как известно, земная кора континентов образована тремя комплексами пород, различающимися плотностью, химическим и минералогическим составом. Верхний (наружный) комплекс состоит из осадочных пород, среди которых преобладают силикатно-кварцевые (песчано-глинистые), составляющие около 70 % массы рассматриваемого комплекса, и карбонатные, которых немногим более 20 %. Осадочная толща распределена на континентах очень неравномерно, 3/4 ее массы сосредоточены в геосинклиналях и подвижных поясах.

Второй комплекс, образующий так называемый гранитный слой, сложен разнообразными кристаллическими породами, в нормативном составе которых около 75% силикатов и 15% кварца, а среднее содержание SiO₂ близко к 65 %. Предполагается, что породы этого комплекса образовались из осадочных отложений, поступивших в геосинклинали и подвижные пояса и затем мета-морфизованных, гранитизированных и сконсолидированных в мощные кристаллические массивы, которые постепенно наращивали материки и выводили глубинные породы (сланцы, граниты, гнейсы) на поверхность, где они подвергались гипергенному воздействию.

Третий комплекс, образующий нижний, так называемый базальтовый слой, слагает основание земной коры континентов, на поверхность не выходит и пока недоступен для непосредственного изучения. Предполагается, что он сложен бескварцевыми метаморфическими породами, состоящими из железо-магнезиальных силикатов (гранулитов, эклогитов), и содержит в среднем около 50 % SiO₂. Можно предполагать, что более высокое содержание SiO₂ в гранитном слое по сравнению с базальтовым связано с периодической ассимиляцией гранитным слоем силикатного вещества осадочных отложений, которое обогащено оксидами кремния. Одной из главных причин указанного обогащения является гипергенная трансформация силикатного вещества на поверхности континентов.

Сущность гипергенной трансформации силикатов, образующих кристаллические породы (граниты, гнейсы и др.), заключается в частичном нарушении ионных связей, на которых основаны кристалл охимические структуры гипогенных (глубинных) силикатов, и создании структур, где отдельные элементы, сохраняющие внутри себя ионный тип связи, соединяются между собой более слабыми связями типа ван-дер-ваальсовой или водородной. Гипоген-ные силикаты имеют трехмерные структуры разного типа, в которых ионы соединены ионным типом связи. В структурах гипергенных силикатов ионы Si⁴⁺, A1³⁺, Mg²⁺, O₂^- и (ОН)^- с помощью ионного типа связи комбинируются в плоские двух- или трехслойные пакеты, соединенные между собой слабыми связями. При перестройке структур гипогенных силикатов в гипергенные часть химических элементов, в первую очередь, кальций, натрий и магний, освобождается, вовлекается в водную миграцию и удаляется, благодаря чему в продуктах выветривания повышается относительное содержание кремния. Кварц, занимающий второе (после силикатов) место в составе кристаллических пород гранитного слоя, слабо затрагивается гипергенными процессами, что также способствует остаточному накоплению SiO₂.

Важной особенностью гипергенной перестройки кристаллохимических структур силикатов является стадийность этого процесса. На первом этапе происходит частичное нарушение ионных связей в исходных минералах. Из структур железомагнезиальных силикатов, относительно легко поддающихся гидролизу, освобождаются ионы железа, магния и кремния, из структур алюмосиликатов — ионы кальция, натрия и частично калия, занимающие наименее прочные позиции. Из фрагментов гипогенных структур образуются слабоустойчивые структуры минералов мутабильного состава типа гидрослюд и гидрохлоритов. При этом ионы Al³⁺ частично переходят из четверной координации в шестерную, что обусловлено энеретически. На заключительном этапе образуются глинистые минералы: каолинит, галлуазит, монтмориллонит, в структуре которых ионы А1⁴⁺ полностью выведены из четверной координации в шестерную.

Стадийность процесса гипергеннои трансформации гипогенных силикатов обуславливает зональное строение коры выветривания, ее профиль, состоящий из горизонтов разного химического и минералогического состава, закономерно сменяющихся снизу вверх от слабо измененной породы до горизонта, состоящего из глинистых минералов и остаточного кварца, если таковой присутствовал в исходной породе. В этом проявляется закон конвергенции конечных продуктов гипергенного преобразования минерального вещества глубоких частей земной коры: несмотря на разнообразие минералогического состава исходных пород верхний горизонт профиля имеет близкий состав.

Изложенные данные позволяют заключить, что на поверхности суши в результате гипергенной трансформации минерального вещества гранитного слоя земной коры происходит перегруппировка химических элементов, сопровождающаяся повышением концентрации оксида кремния. Периодическое поступление продуктов выветривания в недра земной коры способствует постепенному повышению содержания этого компонента в последовательных генерациях вещества гранитного слоя земной коры континентов.

Эволюция почв и связь выветривания и почвообразования с глубинными геотектоническими циклами.На исходно абиогенный процесс гипергенного преобразования минерального вещества в палеозое наложился сугубо биогенный процесс. Примечательно, что к этому же периоду приурочено начало образования крупных масс конечного продукта гипергенного преобразования пород гранитного слоя — каолинита. Для докембрия образование больших скоплений каолинита нетипично. Есть основания предполагать, что возникновение крупных масс каолинита связано со значительным увеличением суммарной массы наземной растительности и активным включением почвообразования в общий процесс трансформации минерального вещества на поверхности континентов. На протяжении позднего девона — раннего карбона псилофито-вая флора сменяется сообществами древовидных хвощовых, папоротниковых, плауновых, тяготеющих к обширным территориям морских и озерных побережий. Фитоценозы гидроморфных лесов позднего палеозоя обладали значительной биомассой и морт-массой, о чем можно судить по запасам каменных углей, которые впервые в истории Земли стали образовываться именно в это время. Крупные промышленные месторождения каменного угля известны только начиная с карбона, хотя существуют сравнительно небольшие залежи углей позднедевонского возраста.

Профили почв рассматриваемого периода, очевидно, имели мощный горизонт оторфованных растительных остатков, сменявшийся книзу еще более мощным горизонтом, насыщенным почвенными водами с водорастворимыми гумусовыми кислотами типа фульвокислот. Присутствие последних обуславливало низкие значения рН и Eh. Именно эти особенности позднепалеозойских почв резко активизировали процесс гипергенной трансформации структур галогенных силикатов, итогом которой являются структуры типа каолинита. Вместе с тем гидроморфизм палеозойских фитоценозов и заболоченность почв подавляли разложение обильных растительных остатков, что способствовало сильной незамкнутости кругооборота углерода.

Длительный период господства гумидных климатических условий, активного почвообразования и трансформации кристаллохимических структур силикатов в конце палеозоя был прерван поднятием континентов, прогрессирующим сокращением эпиконтинентальных морей и озер, общей аридизацией климата и энергичной эрозией. Профили раннепалеозойских почв были полностью эродированы, а массы каолинита переотложены и вошли в состав песчано-глинистых отложений пермо-триасового возраста.

Рассмотренный пример показывает, что условия, определявшие интенсивную гипергенную трансформацию минерального вещества земной коры и образования глубоких профилей выветривания, а именно: понижение поверхности континентов, подавление эрозионных процессов, сокращение площади суши за счет широкого развития внутриконтинентальных морей и связанная с этим гумидизация климата, обильная растительность и энергичная переработка микроорганизмами опада с образованием водорастворимых гумусовых кислот — детерминировались определенными этапами глобальных геотектонических циклов фанерозоя.

Известно, что кульминационный орогенический этап каждого такого цикла заканчивался воздыманием континентов, увеличением площади суши, прогрессирующей эрозией и аридизацией климата. Длительный этап выветривания рельефа сменялся не менее продолжительным этапом постепенного опускания континентов, затопления их значительной части эпиконтинентальными морями, гумидизацией климата и формированием профиля выветривания. На графике, показывающем изменение площади мировой суши на протяжении последних 570 млн лет (рис. 5.2), отчетливо видны периоды сокращения континентальной суши, связанные с глобальными геотектоническими циклами. Им соответствуют эпохи гипергенной трансформации минерального вещества земной коры.

Следы наиболее ранней эпохи, приуроченной к каледонскому циклу, плохо изучены и недостаточно ясны. Профили выветривания следующей эпохи, связанные с герцинским циклом (формировавшиеся уже с участием процессов почвообразования), были также полностью разрушены, но судя по составу и объему продуктов выветривания, смытых и вошедших в состав осадочных отложений, гипергенное преобразование силикатного вещества континентов было весьма интенсивным и сопровождалось образованием крупных масс каолинита. Главные черты этой эпохи рассмотрены выше.

Рис. 5.2. Изменение площади Мировой суши на протяжении фанерозоя.

Эпохи биостазии и активной гипергенной трансформации минерального

вещества выделены отрезками жирных линий

Завершение герцинского тектонического цикла сопровождалось консолидацией разобобщенных блоков земной коры в единый поднятый суперконтинент, что повлекло за собой аридиза-цию климата, деградацию растительности и интенсивную эрозию выветрелой толщи позднего палеозоя. Вымирание представителей гидроморфной флоры позднего палеозоя сопровождалось образованием новых видов. В конце раннего мезозоя в условиях установившегося гумидного климата новая флора в форме лесных сообществ стала распространяться по поверхности постепенно расчленявшегося суперконтинента.

Леса мезозоя, состоявшие из древних хвойных, гинкговых и цикадовых, развивались за счет атмосферного увлажнения, что способствовало их более широкому распространению. Продуктивность, по-видимому, превышала продуктивность лесов позднего палеозоя, но большая часть опада успевала перерабатываться почвенными микроорганизмами. Благодаря этому масса каменных углей мезозоя в 2 — 3 раза меньше запасов каменных углей месторождений верхнепалеозойского возраста, что свидетельствует об уменьшении незамкнутости кругооборота углерода, характерной для гидроморфных лесов позднего палеозоя. Микробиологическая переработка обильного опада хвойно-цикадовых лесов сопровождалась образованием большого количества водорастворимых гумусовых кислот, способствовавших активной трансформации кри-сталлохимических структур гипогенных силикатов. Остатки мощных профилей выветривания (кор выветривания) мезозойского возраста сохранились во многих районах Мира. Все профили имеют однотипное строение, отражающее стабильность гипергенной трансформации минерального вещества.

На протяжении мезозоя выделяется несколько эпох относительного тектонического покоя и образования глубоко проработанных профилей. Наиболее длительная эпоха, очевидно, имела позднетриасово-раннеюрский возраст и продолжительность более 10 млн лет. Выделяется также верхнемеловая эпоха.

Установление длительности формирования профилей выветривания весьма сложно. Скорость процесса гипергенной трансформации кристаллохимических структур силикатов настолько мала, что ее экспериментальное определение невозможно. На основании геологических и палеоботанических данных можно лишь ориентировочно оценить суммарное время образования и устойчивого климаксного существования древних почв с глубоким профилем выветривания. Имеющиеся данные свидетельствуют, что указанные интервалы времени измеряются миллионами лет.

В конце мезозоя — начале палеогена мощные профили были эродированы с полным уничтожением верхнего органического горизонта. Тектонические условия гипергенной трансформации минерального вещества в палеогене были менее благоприятны, чем в мезозое. Почвы этого периода не успевали вырабатывать глубокие, хорошо дифференцированные профили выветривания, мобилизованные химические элементы полностью не выносились и входили в состав различных новообразований — карбонатов кальция, оксидов кремния, железа и алюминия. Местами сохранились следы корней древесно-кустарниковой сезонно увлажняемой теплолюбивой растительности раннего палеогена, фрагменты окремнелой древесины и опаловые фитолитарии (Цеховский Ю.Г., 1987). Особенности состава продуктов выветривания и почвообразования плейстоцена.Активизация альпийского тектогенеза, приходящаяся на последние 35 — 40 млн лет, знаменовалась серией ороге-нических стадий и последующими поднятиями континентов, увеличением площади суши, энергичной эрозией и массовым переотложением продуктов выветривания разного возраста. Все это затрудняло образование глубоких профилей выветривания, для формирования которых требовались длительные периоды тектонического покоя в миллионы лет. Гипергенная трансформация силикатов стала обрываться на стадии образования промежуточных структур мутабильного состава. По этой причине в переотложенных продуктах выветривания неогеново-плейстоценового возраста доминируют гидрослюды, гидрохлориты и смешаннослой-ные глинистые силикаты, а конечные продукты гипергенной трансформации — минералы группы каолинита содержатся в виде примеси, поступившей из более древних профилей выветривания. Отмеченные особенности наиболее характерны для самых поздних — плейстоценовых — отложений, которые почти сплошь покрывают поверхность современной суши и по этой причине являются наиболее распространенными почвообразующими породами. Современные почвы полностью унаследовали особенности минералогического состава плейстоценовых отложений.

Наряду с особенностями минерального состава, почвы и переотложенные продукты выветривания и почвообразования плейстоценового и отчасти плиоценового возраста обладают отличительной биогеохимической особенностью. В них присутствуют специфические органоминеральные компоненты, представленные мик-Росрастаниями весьма устойчивых гумусовых соединений с гидро-ксидами железа, карбонатами кальция и глинистыми минералами. Присутствие указанных компонентов определенным образом связано с глубокими изменениями в наземной растительности в позднем кайнозое. Около 30 млн лет назад появились травянистые фитоценозы из двудольных, которые постепенно распространились по всей территории природных зон со сбалансированным и недостаточным атмосферным увлажнением. Это отразилось на составе почвенных микроорганизмов и структуре гумуса, в котором высокомолекулярные сильно полимеризованные органические соединения стали доминировать над низкомолекулярными водорастворимыми кислотами, что повлекло за собой образование устойчивых комплексных соединений гуминовых кислот с кальцием и железом и еще более устойчивых микросрастаний негид-ролизуемых гуминовых веществ с высокодисперсными глинистыми частицами.

Устойчивость гумино-минеральных срастаний так высока, что они не разрушаются даже при переносе в составе речных взвесей. По данным Н.Т.Кузнецова и соавторов (1987), во взвесях рек Средней Азии, образованных за счет смыва почв, содержание устойчивых форм гумуса в среднем составляет около 1 % (в некоторых случаях превышает 2 %).

В условиях периодического разрушения почвенного покрова водной и ветровой эрозией устойчивые органоминеральные микроагрегаты переотлагались и входили в состав континентальных отложений плейстоцена наряду с обломочными частицами. По данным М. А. Глазовской (1997), между содержанием гумуса и глинистыми минералами в покровных отложениях Восточно-Европейской равнины имеется положительная линейная связь (рис. 5.3).

Рис. 5.3. Связь содержания гумуса с содержанием фракции < 0,001 мм в

поверхностных отложениях Русской равнины (по М.А.Глазовской, 1996)

Изложенные выше факты дали основание впервые И.П.Герасимову (1946), а затем О.П.Добродееву (1984) и М.А.Глазовской (1996) рассматривать формирование состава рыхлого покрова континентов не как результат образования чисто минеральных продуктов с их последующим переотложением, а как специфический процесс педолитогенеза, в который определенный вклад внесли биогеохимические процессы, протекавшие в почве. Благодаря тому, что на протяжении последних миллионов лет в континентальные отложения непосредственно поступали устойчивые органоминеральные образования, рыхлый покров континентов играл (и играет) роль своеобразного резервуара рассеянного органического углерода. Согласно подсчетам М.А. Глазовской (1997), содержание углерода в форме органоминеральных образований в нижней части профиля почв современных травянистых ландшафтов (черноземов, каштановых почв и др.) составляет 1/3 общих запасов углерода в этих почвах. В распространенных типах рыхлых покровных отложений (лессах, лессовидных и покровных суглинках и др.), сформированных за счет переотложения материала профилей плейстоценовых почв, среднее содержание рассеянного органического углерода оценивается в 2,5 — 4,5 кг/м³.