Биокосные системы Земли

В итоге Полынов создал представление о трех циклах формирования коры выветривания — фазах развития элювия и их производных.

1-й цикл
Фазы ортоэлювия	Производные аккумуляции
1. Обломочная	1. Пластические наносы
2. Обызвесткованная	2. Хлоридно-сульфатная
3. Сиаллитная	3. а) Карбонатная
	б) Хлоридно-сульфатная
4. Аллитная	4. а) Сиаллитная (аллофановая)
	б) Карбонатная
	в) Хлоридно-сульфатная
2-й цикл
Фазы параэлювия	Производные аккумуляции
1. Обломочная	1. Хлоридно-сульфатная
Обломочная карбонатных пород
Обызвесткованная
2. Сиаллитная	2. а) Карбонатная
Сиаллитная надкарбонатная	б) Хлоридно-сульфатная
3. Аллитная (?)	3. а) Сиаллитная
	б) Карбонатная
	в) Хлоридно-сульфатная
3-й цикл
Формы неоэлювия	Производные аккумуляции
1. Рассоленный солонцеватый	1. Усиление хлоридно-сульфатной аккумуляции в пределах хлоридно-сульфатной коры выветривания
Рассоленный гипсоносный
2. Выщелоченный надкарбонатный (сиаллитный)	2. Усиление аккумуляции CaCO3 в пределах карбонатной коры выветривания
3. Кислый сиаллитный	3. Усиление аккумуляции кремнеглиноземных и кремнежелезных систем в пределах сиаллитной коры выветривания

До сих пор мы в основном рассматривали явление выноса химических элементов из коры выветривания. Однако в коре выветривания протекают и прямо противоположные процессы аккумуляции веществ, поступающих из атмосферы. Это в первую очередь относится к кислороду воздуха, воде, углекислому газу, а также хлору и сере.

Кора выветривания — это область широкого развития процессов окисления. Например, железо, марганец и сера в изверженных породах в основном находятся в двухвалентной форме Fe2+, Mn2+, S2-, а в коре выветривания, окисляясь, дают соединения Fe3+, Mn4+, S6+(Fe₂O₃, MnO₂, Na₂SO₄, CaSO₄ и т. д.). Не менее характерны для коры выветривания и процессы гидратации — почти все вторичные минералы содержат воду (гидратную, кристаллизационную и др.), в то время как в большей части первичных минералов ее нет. В районах с засушливым климатом для коры выветривания характерно также образование различных карбонатов, главным образом CaCO₃.

Такие химические элементы горных пород, как кальций, натрий, калий, магний, сера и хлор, в процессе выветривания сравнительно легко покидают кристаллические решетки первичных минералов (полевых шпатов, слюд и т. д.) и образуют в коре выветривания простые легко- и труднорастворимые соли (CaCO₃, Na₂SO₄, NaCl и т. д.). Часть атомов этих элементов находится в природных водах в виде простых или комплексных ионов (Na+, Са2+, SO₄2-, Cl- и т. д.), а часть поглощается организмами и коллоидными системами. В отличие от этих элементов окислы кремния, алюминия, железа, титана и марганца, составляющие 84,11% земной коры, значительно хуже растворимы, в связи с чем содержание их в природных водах, а также в организмах значительно ниже; они образуют меньше растворимых солей. В ходе выветривания эти элементы чаще всего дают богатые водой коллоидные осадки (гели), со временем теряющие часть воды и приобретающие упорядоченную (кристаллическую) структуру. Если кристаллическая структура былых гелей обнаруживается невооруженным глазом или под микроскопом, то они называются метаколлоидами. Поскольку элементов второй группы в земной коре значительно больше, чем первой, преобладающая часть твердых продуктов выветривания находится в коллоидном или метаколлоидном состоянии, а меньшая — в виде простых солей. Некоторые формы коры выветриваний практически не содержат простых солей.

Таким образом, коллоидное и метаколлоидное состояние вещества чрезвычайно характерно для коры выветривания: при интенсивном выветривании почти все твердые составные части коры находятся в коллоидном состоянии или же при своем образовании проходят через коллоидное состояние. Таковы многочисленные глинистые минералы, гидроокислы кремния, железа, алюминия и марганца, гумусовые вещества и др. Впервые в очень яркой форме эту мысль выразил крупный австрийский минералог Ф. Корню. «Подобно коре, окружает земной шар царство гелей», — писал ученый в 1909 г.

Применение электронного микроскопа, рентгенографии и других методов изучения вещества позволило разобраться в казавшейся во времена Корню «бесформенной массе минеральных коллоидов», выделить среди них минералы, создать особую отрасль минералогии — коллоидную минералогию, имеющую большое практическое значение.

Большие изменения произошли во взглядах на механизм выветривания силикатов изверженных пород — их превращения в глины. Е. Г. Куковский развивает представление о том, что эти процессы протекают в твердом веществе, в результате диффузии («дрейфа») ионов. Важная роль придается поверхностным явлениям на границе минерал—раствор, в построениях учитываются размеры ионов, строящих кристаллическую решетку глинистых минералов. В решении всех этих сложных и тонких вопросов огромная роль принадлежит кристаллохимии — науке, изучающей положение ионов и атомов в кристалле, их взаимные связи.

Кора выветривания как биокосная система. Биокосная природа коры выветривания выражена менее отчетливо, чем в почвах и илах, но все же и здесь наблюдается деятельность микроорганизмов, которые окисляют сульфиды и органические соединения, поступающие из почвы. Еще в 1903 г. американский ученый Холланд предполагал, что латеритное выветривание горных пород обязано микроорганизмам, что это своеобразная «тропическая болезнь» базальтов и других изверженных пород. Позднее аналогичные идеи высказывал крупный русский минералог ученик Вернадского Я. В. Самойлов (1870—1925).

«Процессы выветривания, в частности, резко выраженные в биосфере, всегда биогенны и биокосны. Микроскопическая жизнь в них играет ведущую роль», — Писал В. И. Вернадский в своей последней работе — «Химическое строение биосферы Земли и ее окружения», опубликованной в 1905 г. (М., «Наука», с. 155). Как отмечал Б. Б. Полынов, миллионы микроорганизмов были обнаружены в 1 г каолинизированного гранита на глубине 12—17 м от поверхности. Хорошо изучена группа так называемых тионовых бактерий, окисляющих сульфиды металлов.

Профессор Томского политехнического института П. А. Удодов с сотрудниками сделали в последние годы интересное открытие — микроорганизмы были найдены в поровых водах коры выветривания глинистых сланцев нижнего карбона. Кроме известных видов тионовых бактерий открыты и неизвестные науке виды, обладающие высокой геохимической активностью. М. А. Глазовская обнаружила разнообразные микроорганизмы (до 1 млн. в 1 г) в корочках выветривания на скалах Тянь-Шаня на высотах более 4200 м (рис. 14).

Среди микробиологов вопрос о роли микроорганизмов в выветривании, очевидно, первым поставил один из основателей отечественной микробиологии — В. Л. Омелянский (1867—1928). Таким образом, оправдывается известное правило: «новое — это хорошо забытое старое». К сожалению, и в наши дни вопрос о роли микроорганизмов в формировании коры выветривания все еще изучен слабо, и мы чаще делаем заключения из общеметодологических соображений («так должно быть»), чем на основании конкретных исследований. Поэтому можно сказать, что биокосная природа коры выветривания не вызывает сомнений, но конкретная роль микроорганизмов в формировании отдельных видов коры, за немногими исключениями, еще нуждается в изучении.

Кроме основного биологического агента — микроорганизмов в коре выветривания имеются и макроорганизмы, как, например, различные землерои — сурки и др. Следы их нор в виде так называемых кротовин часто обнаруживаются глубоко под почвой. Недаром известный геолог Г. Ф. Мирчинк называл сурка-тарбагана «лучшим геологом Забайкалья», так как в местах тарбаганьих нор на поверхность вынесены образцы горных пород с глубины в несколько метров (значительно глубже каштановой почвы).

Меньшая биогенность коры выветривания по сравнению с почвами и илами определяет и меньшее ее разнообразие. Это выявилось особенно наглядно при сравнении зональности почв и коры выветривания. Еще Г. Н. Высоцкий и другие ученики Докучаева установили, что кора выветривания и континентальные отложения в своем распространении подчиняются закону зональности. Однако эти зоны не соответствуют зонам почв — они значительно шире. Например, все степи и пустыни относятся к одной зоне коры выветривания, хотя на этой территории и умещаются четыре почвенные зоны. Поэтому на изверженных породах и под черноземной, и под каштановой, и под сероземной почвами образуется одна и та же кора выветривания — обломочная обызвесткованная.

Рис. 14. Гидраты окислов железа (а), диатомовые водоросли и фитолитарии (б) в корочках выветривания на скалах в высокогорьях Тянь-Шаня.

Хорошо видна органогенная структура этих образований (по М. А. Глазовской, 1953)

Кора выветривания не только более однообразна по сравнению с почвами и илами (беднее информацией), она также содержит меньше свободной энергии, т. е. менее неравновесна.

Как и почва, кора выветривания имеет определенный профиль, т. е. состоит из горизонтов различного минерального и химического состава. Эти различия могут быть достаточно большими. Так, например, довольно распространена кора выветривания, верхние горизонты которой характеризуются кислой, а нижние — слабощелочной реакцией.

Используя принцип централизации и вводя понятие о центре коры выветривания, за основу геохимической классификации автор принял особенности наиболее выветрелого горизонта (центра). Таким горизонтом является верхняя подпочвенная часть элювия. Книзу процессы выветривания затухают, и самые нижние горизонты элювия обычно изменены слабо, представляя собой те или иные варианты обломочной коры. Это нашло отражение и в тех наименованиях, которые установились в геологии и геохимии: латеритная, каолиновая и другие коры. Они получили названия по химико-минеральному составу верхнего горизонта (нижние горизонты латеритной и каолиновой коры часто имеют гидрослюдистый состав).

Мощность верхнего (подпочвенного) горизонта, определяющего геохимический тип коры, может быть самой различной — от нескольких десятков сантиметров до нескольких десятков метров (во влажных тропиках).

Кора выветривания — преимущественно трехфазная система (твердая+жидкая+газообразная), и поэтому в ее верхней части господствует окислительная среда. В районах влажного климата и затрудненного дренажа в нижней части коры развивается оглеение, в коре формируется окислительно-восстановительная зональность. Известны случаи, когда глеевый горизонт располагается непосредственно под почвой, когда в нижних горизонтах развивается восстановительная сероводородная среда и кора приобретает черный цвет за счет сульфидов железа. Все это позволяет при систематике коры выветривания выделить уже известные нам ряды: окислительный и глеевый, а для нижних горизонтов коры — и сероводородный (сульфидный).

Возможно, что ряды следует разделять на типы по гидротермическим условиям (коры выветривания холодного, умеренного, жаркого поясов и т. д.). Так как этот вопрос нуждается в дополнительной проработке, в дальнейшем в пределах рядов рассматриваются лишь классы. Выделяя классы коры выветривания по содержанию в ней наиболее подвижных компонентов, не следует забывать, что она содержит и другие, менее подвижные компоненты, геохимическое значение которых не столь велико. Например, хлоридно-сульфатный элювий почти всегда содержит карбонаты и, как правило, силикатную часть, которая преобладает по массе и т. д. Здесь мы сталкиваемся с уже известной нам закономерностью: более подвижный компонент как бы снижает, нейтрализует действие менее подвижного, геохимическая роль которого может сказаться только после удаления более подвижной части.

Классы коры выветривания, в общем, аналогичны классам почв и илов.

Кора выветривания первого ряда с окислительной обстановкой. Она широко распространена, хорошо изучена и наиболее разнообразна.

Сернокислый класс возникает при выветривании пород, богатых дисульфидами (в первую очередь пиритом). Окисление этих минералов, в котором участвуют особые тионовые бактерии, приводит к появлению свободной серной кислоты, понижению pH до 1—2. Начинается сернокислое выветривание, легкая миграция многих металлов, особенно железа, цинка, кадмия и др. Этот тип коры выветривания лучше всего изучен на рудных месторождениях, содержащих сульфиды; он получил наименование «зона окисления сульфидных месторождений». Яркоокрашенные пестрые зоны окисления с характерным комплексом вторичных минералов железа, меди, свинца, цинка и прочих металлов резко отличаются от других классов коры выветривания и служат важным признаком при поисках рудных месторождений.

Сернокислые коры образуются также при выветривании пиритизированных глин и сланцев, серных руд. В Центральных Каракумах, в районе Серных Бугров, А. Е. Ферсман в 1925 г. обнаружил свободную серную кислоту, заполняющую поры в песчаниках. Это открытие произошло при разборе каракумской коллекции в Ленинграде, когда выяснилось, что оберточная бумага, в которую были завернуты образцы сероносных песчаников, обуглена: ее разъела свободная серная кислота, продукт окисления серы:

2S + 2Н₂O + 3O₂ → 2H₂SO₄.

Распространение сернокислой коры выветривания определяется размещением сульфидных руд и пород. Роль климата второстепенна, так как и во влажных тропиках, и в пустыне окисление сульфидов приводит к образованию серной кислоты. Во влажных тропиках этот тип коры резко отличается от латеритов, в пустыне — от карбонатной коры выветривания. Но все же и климат оказывает значительное влияние на сернокислую кору выветривания, так как формирование зоны окисления в тундре, влажных тропиках, степях и пустынях различно. Следовательно, данный класс коры выветривания подчиняется закону зональности, но этот закон действует на фоне более общих закономерностей, определяющих распространение сульфидных пород и руд. Такой общей закономерностью является распределение складчатых поясов, к которым приурочена подавляющая часть сульфидных рудных месторождений.

Рис. 15. Геохимические классы современной коры выветривания.

А — кора выветривания окислительного ряда: 1 — кислая, преимущественно гидрослюдистая; 2 — кислая каолинитовая и галлуазитовая (влажных субтропиков); 3 — кальциевая кора (карбонатная и бескарбонатная); 4 — хлоридно-сульфатная кора;

Б — кора выветривания глеевого ряда и комплексы глеевой и окислительной коры: 5 — кислая и нейтральная глеевая кора; 6 — кислая глеевая и кислая кора; 7 — карбонатная глеевая и карбонатная коры; 8 — кора выветривания в условиях засоления—рассоления (карбонатные, гипсовые, хлоридно-сульфатные, солонцовые в сочетании с глеевыми)

Кислый класс коры выветривания формируется в условиях влажного климата и сквозного промачивания. Богатый растительный покров в этом случае определяет энергичное поступление в кору из почвы углекислого газа, гумусовых кислот и других продуктов разложения растительных остатков. Количество катионов в грунтовом растворе недостаточно для нейтрализации этих кислых продуктов, в результате чего реакция вод сохраняется кислой и разложение минералов происходит в кислой среде. Это определяет вынос большинства металлов и замещение водородным ионом обменных катионов в поглощающем комплексе.

В кислой коре выветривания протекает глинообразование (каолинит, галлуазит, гидрослюды и т. д.). Кислый ортоэлювий характерен для большей части Урала, Балтийского щита, гор Дальнего Востока и многих районов Кавказа, Крыма, гор Южной Сибири. На севере Русской платформы преобладает кислый неоэлювий — продукт выветривания морены и других ледниковых отложений. Наиболее энергично кислое выветривание во влажных субтропиках Аджарии и Талыша; слабее оно протекает во влажном умеренном климате, например на Русской равнине, в Карпатах и еще слабее в холодном климате горных хребтов Севера (рис. 15).

Размещение кислой коры выветривания подчиняется климатической зональности, которая в значительной степени нивелирует роль пород. При длительном выветривании и на гранитах, и на базальтах, и на силикатных осадочных породах, и даже на известняках появляются в общем, сходные образования. Даже зона окисления сульфидов при длительном протекании процесса в условиях влажного климата и глубокого выщелачивания может в геохимическом отношении приблизиться к кислой коре выветривания силикатных пород. Однако на ранних стадиях развития кислой коры выветривания роль горных пород выявляется более отчетливо и, например, коры на гранитах и базальтах различаются достаточно резко. На известняках во влажном климате на первых стадиях выветривания образуется не кислая, а карбонатная кора.

Таким образом, в районах влажного климата зональность не единственная закономерность размещения коры выветривания: наряду с преобладающим кислым классом здесь встречается карбонатная кора выветривания (на известняках) и сернокислая кора (на участках развития сульфидных пород и руд). Следовательно, в размещении коры выветривания зональность выражена менее отчетливо, чем в размещении почв.

Рассмотрим образование коры выветривания в условиях влажного и жаркого тропического климата (рис. 16). Благодаря изобилию тепла и влаги процессы разложения и промывания пород здесь идут исключительно интенсивно. Изучение этого процесса в Гвинейской Республике привело советского геохимика С. Л. Шварцева к выводу, что важнейшую роль в выветривании играет угольная кислота, образующаяся при разложении растительных остатков (создается кислая и слабокислая среда с рН = 3,5—6,5). В результате почти все первичные минералы разрушаются, продукты их выветривания частично выносятся, кора выветривания обедняется подвижными элементами (кальций, магний, натрий, калий, кремний) и относительно обогащается слабоподвижными (железо, алюминий, титан).

Особенно велико накопление железа при выветривании ультраосновных пород (перидотиты и др.), богатых этим элементом. Местами кора выветривания используется в качестве хорошей железной руды. Таковы, например, железорудные месторождения острова Кубы, где кора выветривания имеет мощность от 5 до 25 м. На породах, бедных железом, но богатых алюминием (например, сиенитах), продукты выветривания особенно обогащаются гидроокислами алюминия, представляющими собой ценную алюминиевую руду (элювиальные бокситы).

Рис. 10. Профиль коры выветривания в ландшафтах влажных тропиков (в основе схема M. А. Глазовской с дополнениями автора)

В низах коры выветривания концентрируются некоторые подвижные элементы, вынесенные из верхних горизонтов. При выветривании ультраосновных пород, обычно несколько обогащенных никелем, последний концентрируется в нижних горизонтах коры, что приводит к образованию «силикатных руд никеля». С этими процессами, протекавшими в прошлые геологические эпохи, связаны никелевые месторождения древней коры выветривания Урала, Казахстана, Марокко.

На гранитах во влажных тропиках кора выветривания содержит много каолинита — продукта выветривания полевых шпатов (каолиновая кора).

Иной минеральный состав имеет кислая кора выветривания в условиях влажного умеренного пояса, например в таежной зоне. Однако есть и общие черты, присущие всем формам кислой коры выветривания, — она не содержит сколько-нибудь заметного количества легкорастворимых солей и CaCO₃, бедна катионами, особенно кальцием для нее характерна высокая миграционная способность многих элементов. Типоморфный ион — Н+.

Карбонатный (кальциевый) класс коры выветривания широко распространен в степях и пустынях, т. е. в районах сухого климата. Во влажном климате эта кора характерна для первых стадий выветривания известняков,

В условиях сухого климата процессы выветривания проникают неглубоко и кора выветривания имеет малую мощность. При выветривании скальных пород, например базальтов, кора представлена обломками пород, покрытыми корочкой углекислого кальция (обломочная обызвесткованная кора).

Наиболее подвижным и накапливающимся мигрантом здесь будет кальций, входящий в состав углекислой извести, а также в виде обменного катиона в поглощающий комплекс. Это богатство коры углекислой известью определяет ее слабощелочную реакцию, низкую миграционную способность железа и гумуса. Кальций является типоморфным элементом, хотя он и не преобладает по массе.

Карбонатный обломочный ортоэлювий скальных пород широко распространен в горных районах с засушливым климатом. Такова кора выветривания многих горных районов Средней Азии, Казахской складчатой страны, Южного Урала и Мугоджар, степей Забайкалья.

Кора выветривания осадочных пород в степях Русской платформы представлена карбонатным параэлювием. Это продукты выветривания палеогеновых и меловых пород Приволжской возвышенности, пермских красноцветов Заволжья. Так как эти породы содержат карбонат кальция, то в коре выветривания особенно много углекислого кальция.

На Средне-Русской, Волыно-Подольской возвышенностях, Окско-Донской низменности, на равнинах Крыма и Северного Кавказа выветриваются преимущественно лёссы и лёссовидные породы — продукты карбонатного выветривания прошлых эпох. В связи с этим современные процессы с трудом могут быть отделены от древнего выветривания и осадкообразования. Но все же и здесь под черноземными и каштановыми почвами формируется кора выветривания — карбонатный неоэлювий.

Основная закономерность размещения карбонатной коры выветривания — зональность. Влияние климата здесь еще более велико, чем в распространении кислой коры, напротив, роль пород минимальна. На породах любого состава (за исключением сульфидных руд) в сухом климате формируется карбонатная кора выветривания. Во влажном климате карбонатная кора выветривания формируется на известняках и других породах, богатых карбонатом кальция. Эта форма коры здесь неустойчива. Со временем, по мере выщелачивания углекислого кальция, на поверхности образуется глинистый элювий кислого типа.

За рубежом карбонатные коры изучены во многих аридных областях — на Ближнем Востоке, в Мексике, Австралии и т. д.

Соленосный класс образуется при выветривании соленосных пород в пустынях. Толщи пород, состоящие из слоев поваренной соли, гипса, засоленных глин и т. д., встречаются на территории Средней Азии и Казахстана. Такова, например, самая высокая соляная гора СССР — Ходжа-Мумын в Южном Таджикистане, достигающая относительной высоты 900 м и сложенная в основном поваренной солью и гипсом.

Пропитанная легкорастворимыми солями кора выветривания может длительно сохраняться только в пустынях, так как при значительном увлажнении (например, в лесной зоне) растворимые соли вымываются. Очень своеобразен рельеф района развития подобной коры выветривания: в результате размывающей и растворяющей деятельности воды образуются резкие гребни, глубокие ущелья, пики, «соляные ножи», «соляные грибы», воронки и другие специфичные формы микрорельефа (соляной карст).

Пропитанная солью сухая почва почти совершенно бесплодна, в связи с чем районы развития соленосной коры выветривания имеют крайне пустынный облик. Хлор, натрий и частично сера — типоморфные ионы этой коры выветривания.

Соленосная кора кроме натрия, хлора и серы обычно содержит и другие элементы, в частности кальций в виде гипса, а также кремний, алюминий и железо, входящие в состав глинистых примесей. Однако именно наиболее подвижные элементы определяют геохимическое своеобразие данной формы коры выветривания и особенно связанных с ней почв, вод и организмов.

Глеевая кора выветривания второго ряда. Она формируется под глеевыми почвами преимущественно на гумидных равнинах. Наиболее распространен кислый глеевый класс, для которого характерны кислая реакция среды, вынос катионов и образование глинистых минералов, преимущественно гидрослюдистого типа. Однако в отличие от кислой коры здесь приобретают высокую миграционную способность железо и марганец, частично также фосфор и некоторые редкие элементы.

Кислое глеевое выветривание широко распространено в северной части Русской платформы, на большей части Западно-Сибирской низменности. На плоских водоразделах здесь развит кислый глеевый неоэлювий (он формируется и под верховыми торфяниками). Эта кора представлена подпочвенными сизыми глеевыми горизонтами, обедненными железом и марганцем.

В районах многолетней мерзлоты мерзлый горизонт является естественным водоупором, вызывающим заболачивание. В связи с этим на границе с мерзлой толщей также энергично развивается глеевое выветривание.

Распространение кислой глеевой коры выветривания на севере Европы и Азии, несомненно, связано с климатом и подчиняется зональности. Важнейшим фактором распространения этой коры в Восточной Сибири и в горах Дальнего Востока наряду с климатом являются мерзлые толщи.

Карбонатное глеевое выветривание развивается в условиях нейтральной и слабощелочной восстановительной среды, определяющей миграцию железа и марганца. При этом миграция железа происходит на сравнительно небольшие расстояния и с малой интенсивностью, а марганец мигрирует энергично.

Кора выветривания сульфидного — третьего ряда. На земной поверхности эта кора не образуется, но горизонты с сероводородной обстановкой или сульфидами могут возникать в нижней части коры выветривания окислительного ряда. Так, в зонах окисления сульфидных месторождений сернокислые растворы, мигрируя вниз, реагируют с первичными сульфидами:

MeS + H₂SO₄ → MeSO₄ + H₂S.

Большое значение приобретают и различные микрогальванические пары, т. е. электрохимические явления, изученные Г. Б. Свешниковым, Л. К. Яхонтовой и другими учеными.

Горизонты с сероводородной средой известны также в низах коры выветривания углеродистых пиритизированных сланцев и других пород с сульфидами. Ю. Е. Сает и др. описали в коре выветривания медноколчеданных месторождений Мугоджар нижние сероголубые восстановленные глинистые горизонты с пиритом (верхняя часть коры, красная с гидроокислами железа). Л. Д. Кудерина описала аналогичные явления и зоне окисления месторождения Жайрем в Центральном Казахстане.

Водоносные горизонты

В конце 20-х годов Вернадский приступил к грандиозной работе — составлению монографии по минералогии и геохимии природных вод. Ученый считал воду особым минералом, выделил сотни ее видов. Впервые с единых геохимических позиций были рассмотрены такие различные образования, как льды Арктики, воды черных тропических рек, глубокие подземные рассолы и многие другие воды.

В 1933—1936 гг. были опубликованы три выпуска «Истории природных вод». Вернадский писал, что «История природных вод» на первой части должна прекратиться, так как «годы автора вряд ли дадут ему возможность закончить этот труд». Но и то, что было сделано, оказало огромное влияние на научную мысль, в том числе на развитие науки о подземных водах — гидрогеологии. Постепенно в ней стало оформляться особое направление — гидрогеохимия (геохимия подземных вод).

Зарождение гидрогеохимии А. М. Овчинников датирует 1929 г., когда Вернадский в своем докладе Российскому минералогическому обществу сформулировал задачи нового направления. Термин же «гидрогеохимия» появился лишь через 10 лет, в 1938 г., в трудах коллектива гидрогеологов Центрального института курортологии в Москве. Широкое развитие гидрогеохимических исследований началось в СССР в 50-х годах. Как и другие современные отрасли знания, гидрогеохимия относится к числу «гибридных наук»: она возникла в результате взаимодействия наук, синтеза многих идей и методов. В качестве второго главного ее источника следует назвать советскую гидрогеологическую школу, развитую Ф. П. Саваренским, Г. Н. Каменским, В. А. Приклонским, А. И. Силиным-Бекчуриным и другими выдающимися учеными. Особенно большую роль сыграли представления о зависимости состава подземных вод от их динамики. В исключительно ясной форме эти идеи разработал талантливый гидрогеолог Н. К. Игнатович (1899—1950).

Вертикальная зональность подземных вод. В верхней части земной коры Игнатович выделил три основные зоны по интенсивности водообмена. Самая верхняя — зона интенсивного водообмена, где подземный сток тесно связан с поверхностным, подземные воды дренируются реками, движутся сравнительно быстро, водообмен осуществляется за десятки, сотни, тысячи и сотни тысяч лет. В районах с влажным климатом воды маломинерализованпые (пресные). Мощность этой зоны обычно не превышает 500 м, но в горных районах может быть и более 1000 м. В геологическом смысле это молодые воды, образующиеся за счет инфильтрации атмосферных осадков, часто содержащие растворенный кислород (окислительные). В засушливых районах возможна испарительная концентрация вод в депрессиях рельефа и их концентрация вплоть до рассолов (например, в солончаках).

Глубже расположена зона замедленного водообмена, где водообмен осуществляется приблизительно за 1 млн. лет. Воды здесь более минерализованные, часто нагретые, они длительное время соприкасаются с горными породами и выщелачивают из них растворимые компоненты. Воды не содержат свободного кислорода, характеризуются восстановительными условиями, обогащены сероводородом, метаном, углекислым газом.

Самая глубокая — зона весьма замедленного водообмена, где водообмен осуществляется лишь в масштабе целых геологических периодов, т. е. за миллионы и сотни миллионов лет. Часто это глубинные (местами более 3 км) горячие воды артезианских бассейнов, древние, сильно-минерализованные (вплоть до рассолов) с восстановительной средой.

Дальнейшие исследования показали, что вертикальная зональность подземных вод не столь проста, как казалось вначале, и, например, в некоторых артезианских бассейнах пресные воды залегают под солеными. Много нового в этот вопрос внесли исследования И. К. Зайцева, Ф. А. Макаренко, Е. В. Пиннекера, А. В. Щербакова и других гидрогеологов. Однако основная идея осталась незыблемой, наоборот, она получила еще большее подтверждение — состав подземных вод тесно связан с их динамикой. Именно подвижность определяет химизм вод, а не состав вмещающих пород.

Учение о вертикальной зональности подземных вод связало гидрогеологию с тектоникой, установило огромное влияние на состав вод поднятий и опусканий блоков земной коры, т. е. тектонической истории района. Как подметил А. М. Овчинников, современная наука опровергла казавшееся бесспорным представление античных ученых о том, что вода такова, каковы породы, по которым она протекает. В действительности вода такова, какова геологическая история района, в котором она находится (рис. 17).

Развитие гидрогеохимии в СССР. Становление и развитие гидрогеохимии во многом связано с именем А. М. Овчинникова, которому принадлежит первая монография, систематически излагающая основы этой науки. Овчинников был талантливым исследователем и педагогом — создателем гидрогеохимическй школы Московского геологоразведочного института им. С. Орджоникидзе, в котором он преподавал почти 40 лет (с 1930 г. до конца жизни). Среди многообразных научных интересов ученого важное место занимали вопросы геохимии минеральных вод, образования гидротермальных рудных месторождений, гидрогеохимические методы их поисков, ядерная гидрогеология. Во все эти разделы науки его вклад был значительным.

В последние десятилетия гидрогеохимические исследования в СССР получили большое распространение. Кроме Москвы, Ленинграда, Томска и других научных Центров РСФСР возникли самостоятельные научные школы в Армении, Казахстане, на Украине, в Белоруссии, в Узбекистане и других республиках.

Александр Михайлович ОВЧИННИКОВ (1904—1969)

Внедрение новых методов анализа позволило определить в подземных водах свыше 60 химических элементов, изучить изотопный состав вод, решить на этой основе различные практические задачи, в частности разработать особый гпдрогеохимический метод поисков рудных месторождений.

Водоносные горизонты — биокосные системы. Многие подземные воды относятся к биокосным системам, так как их химизм связан с деятельностью бактерий. Последние широко распространены в грунтовых водах, они обнаружены и в пластовых водах на глубине в несколько тысяч метров.

Первые сведения о бактериях в глубинных нефтяных водах доставил еще в 1901 г. инженер В. Шейко, работавший на нефтяных промыслах Баку. Однако в то время этому факту не придали значения, и только через четверть века, в 1926 г., почти одновременно американский ученый Б. Бастин и советский ученый Т. Л. Гинзбург-Карагичева опубликовали статьи о нахождении сульфатредуцирующих бактерий в пластовых водах нефтяных месторождений.

«Критическая температура» деятельности микроорганизмов близка к 80°, а по некоторым данным даже к 100°. Поэтому нижнюю границу деятельности микроорганизмов обычно проводят по изотерме 100°, которая, по В. А. Покровскому, на Русской платформе расположена на глубине от 2,9 до 5,5 км, в так называемых передовых прогибах (Прикарпатье, Предкавказье и т. д.) — на глубине 1,5—2,9 км. В районах развития кристаллических пород, например на Кольском полуострове, эта граница предположительно находится на глубине 10—15 км. Сравнительно низкие температуры (менее 100°) — только одно из условий, необходимых для деятельности микроорганизмов. Другое не менее важное условие — наличие пищи, преимущественно органических соединений, а также кислорода, необходимого для дыхания, т. е. для окисления соединений.

Почти все подземные воды содержат растворенное органическое вещество. Больше всего его содержится в водах нефтяных и газовых месторождений (сотни миллиграммов в 1 л). Особенно большие исследования в направлении органической гидрогеохимии провели советский гидрогеолог М. Е. Альтовский и его ученик В. М. Швец.

В подземных водах обнаружены органические кислоты, углеводороды, фенолы, спирты и другие соединения. Много подобных веществ растворено и в грунтовых водах тайги и тундры, часто имеющих коричневый цвет. Но даже наиболее бедные «органикой» подземные воды содержат в 1 л доли миллиграмма органического углерода.

Таким образом, пищи для бактерий в большинстве подземных вод достаточно. Следовательно, остается решить последний вопрос: где они могут добыть кислород, чтобы окислить органические вещества и получить энергию, необходимую для жизнедеятельности? В верхних горизонтах подземных вод, содержащих растворенный кислород, развиваются аэробные бактерии. В более глубоких горизонтах подземных вод, а местами и в грунтовых водах, в болотах и солончаках, свободного кислорода нет. Там развиваются анаэробные бактерии, способные отнимать кислород у сульфатов, нитратов, гидроокислов железа, марганца и других окисленных соединений. В результате эти соединения восстанавливаются и в водах появляются H₂, H₂S, NH₃, Fe2+, Mn2+ и прочие восстановленные формы элементов, а кислород расходуется на окисление органических веществ с образованием углекислого газа. Так, в результате жизнедеятельности микроорганизмов происходит глубокое изменение химического состава подземных вод, они становятся химически высокоактивными и совершают в земной коре большую работу — изменяют горные породы. За время геологической истории бактерии окислили в земной коре огромное количество органических веществ, «съели» целые месторождения нефти, изменили состав многих осадочных пород. Для характеристики геохимической деятельности подземных вод, их работы по преобразованию горных пород используют термины «гидрогенез», «катагенез», «эпигенез».

Рис. 17. Схематический разрез Волго-Камского артезианского бассейна (по Б. Н. Архангельскому, 1958).

1 — зона с минерализацией воды до 1 г/л (интенсивного водообмена); 2 — зона с минерализацией воды до 10 г/л (замедленного водообмена?); 3 — зона с минерализацией воды до 50 г/л (замедленного водообмена ?); зона весьма замедленного водообмена: 4 — с минерализацией воды до 100 г/л; 5 — с минерализацией воды до 270 г/л; 6 — с минерализацией воды более 270 г/л; 7 — стратиграфические границы; 8 — граница гидрохимических зон

Подземная гидросфера расчленяется на биокосные системы различного уровня организации. К более высокому уровню относятся артезианские бассейны, к более низкому — водоносные горизонты.

В районах распространения осадочных горных пород обычно наблюдается чередование пластов, плохо проницаемых для подземных вод (как, например, глин) и хорошо проницаемых, к которым относятся пески, трещиноватые известняки и другие породы. Они часто насыщены водой и представляют собой водоносные горизонты.

Для изверженных и других скальных пород характерно размещение подземных вод в трещинах, зонах разломов; такие воды именуются трещинными, жильными и т. д. В этом случае можно говорить о биокосных системах, аналогичных водоносным горизонтам (однако меньшее содержание органического вещества часто определяет и меньшую геохимическую активность бактерий).

Рис. 18. Былой водоносный горизонт в верхнемеловых красноцветах долины реки Сох (Южная Фергана).

Водоупорные породы: I и V — красный алевролит; II в IV — оглеенный алевролит. Водопроницаемые породы: III — трещиноватый известняк