Шило Н.А. Учение о россыпях. Теория россыпеобразующих рудных формаций и россыпей
Подождите немного. Документ загружается.
удельной
поверхности
вещества
и
т.
д.)
относятся
К
главнейшим
факторам
,
направляющим
процессы
породообразования
в
каждой
конкретной
физико
географической
зоне
(поясе)
земной
поверхности
.
Через
гидросферу
энергия
солнечной
радиации
трансформируется
в
верхних
слоях
земной
коры,
где
тепломассообмен
контролируется
уже
не
ад
векцией,
а
конвективными
потоками,
в
которых
главный
теплоноситель
-
вода;
вследствие
этого
в
общую
схему
седиментационного
кругооборота
ве
щества
вовлекаются
горные
породы
.
На
различных
стадиях
этого
процесса
составляющие
их
элементы
принимают
участие
в
формировании
указанного
выше
ряда
типов
литогенеза.
Таким
образом, если
анализ
дифференциации
минерального
вещества
на
уровне
динамики
потока
и
поведения
в
нем
гипергенно
устойчивых
минера
лов
показал
определяющую
роль
воды
в
этих
процессах
,
то
исследование
континентального
породообразования
(в
котором
формирование
россыпей
выступает
как
одна
из
сторон
развития
всеобъемлющего
планетарного
про
цесса)
в
общем
виде
выявляет
ведущую
роль
воды
в
процессе
в
целом
.
По
следняя
выступает
уже
в
качестве
химически
активного
агента,
участвующего
в
физико-химических
реакциях
при
разрушении
гипогенных
или
образова
нии новых
гипергенных
минералов
в
зоне
выветривания,
где
воздействие
во
ды
на
горные
породы
сопровождается
вскрытием
коренных
источников
рос
сыпей.
Н
ачинается
отбор
рудного
вещества,
входящего
в
состав
земной
коры,
вступившей
в
гипергенное
породообразование
на
границе
гидросферы
и
ат
мосферы.
Масштабы
сегрегации
петрогенных
и
рудных
элементов
столь
грандиозны
,
что
если
в
процессы
метаморфогенного
,
плутоногенного
и
вул
каногенного
рудообразования
вовлекается
по
ориентировочным
подсчетам
около
одной
сотой
про
цента
общего
объема
рудных
элементов
земной
коры,
то
части
этих
элементов,
сконцентрированных
в
выведенных
на
поверхность
коренных
месторождениях
и
в
ходе гипергенеза
снова
отделяющихся
от
об
щей
массы
петрогенного
минерального
вещества
,
ока
з
ывается
достаточно
для
образования
промышленных
концентраций
.
Здесь
важную
роль
начинаю
т
играть
кислотно-щелочные
свойства
воды,
изменяющиеся
в
зависимости
от
физико-географических
условий
и
характера
пород
,
подвергающихся
гипер
генному
выветриванию
.
Проц
есс
дифференциации
элементов
усиливается
при
концентрации
водородных
ионов
как
в
одну
,
так
и
в
другую
сторону
от
нейтральной
величины
.
Химическая
активность
ВОДЫ
в
жидкой
фа
зе
ре
зко
возрастает
при
насыщении
кислородом
и
углекислотой
,
обычно
заимствуе
мыми
из
атмосферы,
или
NO
; .
NO
;-. NH
;.
галогенидами,
гуминовыми
ки
слотами,
щелочами,
поступающими
в
воду
из
био-
и
литосферы
.
Про
цесс
изменения минералов
проявляется
в
гидратации,
окислении,
восстановлении
,
растворении,
гидролизе
и
т
.
д
.
Вода
активно
воздействует
на
минеральное
вещество
не
только
при
положительных
(гумидный
литогенез
тропического
и
субтропического
влажного
климата),
но
и
при
отрицательных
и
даже
очень
низких
(перигляциальный
литогенез)
температурах,
причем
как
при
ее
фа
з
о
вых
переходах,
так
и
непосредственно
в
ходе
физико
-
химического
воздейст
вия
на
горные
породы
.
Приро
да
таких
явлений
связана
прежде
всего
со
сложной
структурой
самой
воды,
чему
в
геологических
работах
обычно
не
230
придается
значения.
Для
устранения
этого
пробела
рассмотрим
вопрос
не
сколько
детальнее.
В
литосфере,
как
известно
[Цытович
и
др.,
1945;
Качурин,
1951а,
б;
Нер
сесова
и
др.,
1951;
Ананян
и
др
.,
1952;
Боженова,
1953;
Бокий
,
1961;
Кудряв
цев,
1963;
и
др.],
присутствует
кристаллизационная
5
,
прочносвязанная,
рых
лосвязанная
и
свободная
(капиллярная
и
гравитационная)
вода.
Состояние
прочносвязанной
воды
контролируется
поверхностью
твер
дого
тела,
на
которой
образуется
ее
молекулярный
слой
толщиной
от
0,3· J 0
-6
до
0,5·10-5
см
в
зависимости
от
структуры
тела и
концентрации
катионов
рас
творенных
солей
.
На
некотором
удалении
от
поверхности
находится
слой
рыхлосвязанной
воды.
Граница
между
прочно-
и
рыхлосвязанной
водой
не
четкая,
размытая
.
По-видимому
,
структура
рыхлосвязанной
воды
формирует
ся и
под
влиянием
поверхности
твердого
тела,
адсорбирующего
прочносвя
занную
воду,
через
которую
передается
напряжение,
и
под
влиянием
свобод
ной
воды,
заполняющей
крупные
капилляры
за
пределами
слоя
рыхлосвя
занной
воды.
Прочносвязанная
вода
действует
на
твердое
тело
как
силовое
поле,
при
чем
в
значительном
температурном
интервале
(в
том
числе
и
ниже
нуля)
.
Вместе
с
тем
само
положение
поверхностных
частиц,
с
которыми
связана
эта
вода
,
определяет
их
потенциальную
энергию,
равную
работе,
необходимой
для
переноса
молекул
из
решетки
на
поверхность
(такие
частицы
всегда
об
ладают
большим
запасом
энергии,
чем
частицы
внутренней
структуры
твер
дого
тела).
Таким
образом,
в
пограничной
зоне
любого
тела,
адсорбировав
шего
воду
,
образуется
энергетически
напряженная
система
из
молекуляр
ного слоя
твердого
тела
и
слоя
прочносвязанной
жидкости.
В
этом
двойном
слое
сосредоточивается
большое
количество
энергии,
происходит
как
бы
ее
сгущение.
Удельная
поверхностная
энергия,
т
.
е.
избыток
энергии
на
еди
ницу площади,
с
понижением
температуры
возрастает,
с
ее
повышением
-
уменьшается
.
Свободная
вода
лишена
молекулярных
связей
с
поверхностью
вещества
.
В
зависимости
от
пористости
тела,
температуры,
давления
и
многих
других
показателей
литосферы
ее
количество
может
варьировать
в
широких
пределах
.
Структура
воды
минерального
каркаса,
в
том
числе
и
в
различного
рода
диспергированных
породах,
даже
если
они
находятся
в
мерзлом
состоянии
(температура
ниже
нуля)
,
может
рассматриваться
как
система,
каждый
член
которой
при
различных
тепловых
колебаниях
претерпевает
фазовые
измене
ния
.
Свободная
вода
замерзает
в
интервале
близких
к
нулю
отрицательных
температур
порядка
- 2 ...
_
3
0
с.
Вначале
ее
кристаллизация
носит
скачкообраз
ный
характер
,
затем
постепенно
процесс
затухает,
о
чем
свидетельствует
не
которое
замедление
замерзания
последних
порций
воды
.
Вместе
с
тем
кажет
ся
физически
оправданным
и
тот
факт,
что
определенное
количество
свобод
ной
воды
претерпевает
фазовые
переходы
из
жидкого
состояния
в
твердое
и
в
переохлажденной
системе
.
Именно
этим
объясняются
химические
процессы
в
горных
породах
при
отрицательных
температурах,
т
.
е
.
в
условиях
,
которые
s
Роль
кристаллизационной
ВОдь!
здес
ь
не
рас
с
маТРИв:Jется
,
так
как
ее
участи
е
в
гиперген
HblX
проц
ессах
предстамяет
собой
особую,
еще
недостаточно
изученную
проблему
.
231
большинство
исследователей
до
сих
пор
не
признает
репрезентативными
для
химического
выветривания.
Кристаллизация рыхлосвязанной
воды
в
общем
подчиняется
тем
же
закономерностям
и
происходит
при
бол
ее
ни
зких
темпе
ратурах
.
Ее
замерзание
является
завершающей
стадией
фа
зовых
переходов
свободной
воды
из
жидкого
в
твердое
состояние
и
полностью
осуществляется
в
переохлажденной
среде
.
За
порогом
полной
кристаллизации
рыхлосвя
за
нной
воды
лежит
точка
замерзания
прочносвязанной
воды
.
По
данным
некоторых
исследователей
[Раковский
и
др
.
,
1935]
,
она
переходит
из
жидкой
фазы
в
твер
дую
при
температурах
от
-
78
дО
-
180
0
С
,
что
зависит
от
удельной
поверхности
твердого
вещества
и
его
влажности,
контролирующих
и
зменен
ие
анизотропии
прочносвязанной
воды
и
,
следовательно
,
величину
ее
слоя
при
размытой
гра
нице
между
нею
и
рыхлосвязанной
водой.
Количественные
соотношения
различных
состояний
воды
,
находящ
ейся
в
минеральном
каркасе
,
изменяются
в
зависимости
от
характера
пород
,
удельной
поверхности,
капиллярности
,
кристаллической
структуры
,
гидро
фобности
или
гидрофильности
И
других
свойств
слагающих
их
зе
рен
.
Фа
зо
вые
переходы
осуществляются
,
как
было
пока
за
но
выше,
на
различных
тем
пературных
уровнях
и,
кроме
того,
корректируются
концентрацией
катионов
.
Понятно
,
что
в
горных
породах
вся
вода
нахо
дитс
я
в
жидкой
фазе
лишь
при
положительных
температурах
,
в
эт
их
условиях
она
проявляет
себя
как
актив
ный
агент
химической
денудации
,
способствующий
интенсивному
обмену
сопровождающемуся
при
вносом
одних
компонентов
и
выносом
д
ругих
.
Аг
рессивность
воды
в
такой
термодинамической
обстановке
определяется
,
кро
ме
того
,
кислотностью
или
щелочностью
среды
.
При
переходе
температур
ниже
нуля
вследствие
неодновременности
фа
зовых
превращений
различных
состояний
воды
ее
воздействие
на
минеральное
вещество
приобретает
более
сложный
характер,
причем
не
затухает
а
напротив
,
усиливается
,
в
частности
в
направлении
диспергации
,
влекущей
за
собой
увеличение
удельной
поверх
ности
твердого
тела,
что
в
свою
очере
дь
непосредственно
стимулирует
хими
ческую
денудацию.
И
зложенное
выше
позволяет
сформулировать
одно
из
важнейших
для
понимания
процессов
континентального
породообразования
положений
:
лю
бое
изменение
температур
в
некотором
интервале
является
тем
механизмом
,
который
контролирует
(нарушает
или
восстанавливает
равновесное
состояние
системы
с
внешними
условиями) энергетическиu
уровень
nроцессов
континен
тального
nородообразованuя
,
определяя
интенсивность
работы
температурной
волны
в
массиве
горных
пород
;
переход
от
по
лож
ительных
к
отрицательным
температурам
1I
обратно
способствует
фазовым
и
зме
нениям
воды
,
что
вносит
дополнительную
энергию
в
механическую
и
химическую
денудацию.
Действительно
,
гляциальный
литогенез
соответствует
энергет
ич ески
стабильному
уровню
системы,
определяемому
приходом
и
расходом
воды
только
в
одной
фазе
-
твердой
.
Понятно
,
что
динамика
системы
здесь
вы
ражена
лишь
в
происходящем
под
действием
гравитационных
сил
движе
нии
масс
льда
.
Энергетическое
взаимодействие
ра
зли
чных
компонентов
природной
сре
ды
на
площадях
перигляциалъного
литогенеза
образует
более
сложную
систе
му.
В
этой зоне
поступающая
на
поверхность
суши
вода
представлена
тремя
232
фазами:
газообразной,
жидкой
и
твердой.
Первые
две
фазы
несут значитель
ный
запас
энергии,
которая
при
переходе
воды
в
твердое
состояние
высвобо
ждается
и
производит
работу,
направленную
на
развитие
физико
-хим
ических
процессов
в
коре
выветривания.
Кроме
того,
свободная
в
летнее
время
от
льда
поверхность
в
условиях
дефицита
метеорных
осадков получает
дополни
тельное
количество
солнечной
энергии
благодаря
непосредственному
обогре
ву
горных
пород
или
путем
аккумуляции
водными
массами
(озерные
водо
емы,
реки
и
др
.
)
солнечного
излучения
.
Эта,
энергия
затрачивается
на
фазо
вые
переходы
воды
по
схеме:
лед
-
жидкость
-
пар.
При
фа
зовых
переходах
в
обратном
направлении
энергия освобождается
и
производит
определенную
работу
в
приповерхностных
слоях
горных
пород.
Таким
образом,
в
перигля
uиальной
зоне,
где
осуществляется
два
противоположно
направленных
пере
хода
вещества
-
с
понижением
(пар-жидкость-лед)
и
повышением
его
дис
персности
(лед
-
жидкость-пар),
в
целом
развитие идет
в
направлении
повы
шения
дисперсности
вещества,
т
.
е
.
с
поглощением
энергии
.
Гуми
дный
литогенез,
вероятно,
следует
рассматривать
как
процесс
менее
энергоемкий
.
Здесь
вода
производит
работу,
не
претерпевая
фазовых
превра
щений,
что
позволяет
в
целом
считать
эту
систему
более
или
менее
стабиль
ной
в
энергетическом
отношении
в
течение
всего
года.
Хотя
солнечной
энергии
в
гумидном
поясе
поступает
больше,
чем
в
перигляциальном,
но
часть
ее
затрачивается
на
испарение
или
уходит
с
потоками воды
в
Мировой
океан.
Мех
аническая
и
химическая
денудация
здесь
в
течение
большей
части
года
протекает
на
одном
термодинамическом
уровне.
По
этому
можно
гово
рить
и о
более
высоком
потенциале
всей
системы,
развивающейся
в
направ
лении
повышения
дисперсности
вещества.
В
аридном
поясе
деятельность
воды
во
всех
фазах
столь
мала,
что
факти
чески
энергетический
уровень
развития
процессов
преобразования
вещества
достигается
при
прямой
передаче
солнечной
энергии
и
тепла
из
газовой
обо
лочки
Земли
горным
породам.
По
лучаемая
таким
образом
энергия
расходует
ся
на
увеличение
дисперсности
вещества,
поэтому
все
процессы
преобразо
вания
горных
пород
происходят
при
ее
непрерывной
зат
рате
на
денудацию.
Пр
авда
,
некоторое
количество
энергии
горные
породы
отдают
воздушной
оболочке
,
переносящей
ее
адвективными
потоками
в
высотные
широты.
По
скольку
эффузивный
И
астрональный
типы
литогенеза
относятся
к
особым
азональным
породообразующим
процессам,
их
энергетика
регулиру
ется
другими
законами,
которые
в
принятом
плане
нет
смысла
рассматривать.
Пр
едложенное
понимание
механизма
процессов
породообразования
в
разных
зонах
литогенеза
объясняет,
почему
процессы
выветривания
и
транс
портирования
вещества
на
поверхности
суши
приобретают
специфические
особенности
в
зависи
мости
от
термодинамических
(климатических)
условий,
что
в
сущности
и
определяет
характерные
признаки
типов
континентального
литогенеза
и
его
структуру
в
целом
а
также
находит
отражение
в
седименто
генезе
и
геологических
особенностях
россыпных
месторождений
.
Н
апряженность
породообразующих
процессов
на
континентах
носит
зо
нальный
характер
,
фиксирующийся
в
различных
типах
литогенеза,
что
отра
жает
его
сложную
природную
структуру.
Вмест
е
с
тем
физико-географическая
зональность
нарушается
вследствие
искажения
адвекции
под
влиянием
ха-
233
рактера
поверхности
материков.
Это
приводит
к
наложению
одних
типов
ли
тогенеза
на
другие
.
И
все
же,
как
бы
ни
усложнялся
процесс
породообразо
вания,
он
всегда
контролируется
термодинамическими
условиями
.
К
сожале
нию,
этой
закономерности
до
сих
пор
не
придавалось
должного
значения
что
и
привело
к
явной
неполноте
исследования
физики
денудации.
6.2.
Геохимическая
подвижность
петрогеЩIЫX
э
лемен
т
ов
в
ходе
развития
континентального
литогенеза
высвобождение
рудного
вещества
из
жильного
материала
или
акцессорных
минералов
из
вмещающих
пород происходит
в
процессе
выветривания
(разрушения)
породообразующих
минералов
с
малой
константой
гипергенной
устойчивости
.
«Вымываемая
»
часть
вещества
(легкоподвижные
элементы)
в
виде
растворенных
солей
вме
сте
с
взвешенным
материалом
уносится
в
конечные
водоемы
седиментации.
Другая
часть
в
катионно-анионной
форме
участвует
в
построении
новых
ги
пергенно
устойчивых
минералов,
которые,
будучи
сегрегированными
от
уда
ленных
из
зоны
выветривания
элементов
,
включаются
в
процесс
дальнейшей
м
играции
и
при
соответствующих
тектоно-магматических
и
физико
-
геогра
фических
условиях
вовлекаются
в
образование
промышленных
россыпей
по
лезных
ископаемых.
Ч
тобы
оценить
масштабы
дифференциации,
в
результате
которой
проис
ходит
о
тделение
рудных
элементов
от
петрогенных,
следует
обратиться
к
об
щему
составу
внешней
оболочки
Земли,
взаимодействующей
с
гидро-
и
атмо
сферой.
В
нее
(по
Ф
.
Кларку
и
Г
.
В
ашингтону)
входит
49,52%
кислорода
и
25,75%
кремния.
Эти
два
элемента
являются
преобладающими
;
остальные
распределяются
(в
%)
следующим
образом:
алюминий
- 7,5,
железо
- 4,7,
кальций
-
3,39,
натрий
-
2,64,
калий
-
2,4,
магний
-
1,94
.
Если
исключить
из
этого
состава
кислород,
присутствие
которого
в
газовой
и
жидкой
обо
лочках
Земли
определяет
миграционную
способность
остальных
элементов
,
то
станет
о~евидным,
что
ведущим
элементом
является
кремний
,
на
долю
которого
приходится
53,6%
твердого
вещества
литосферы,
доли
(в
%)
дру
гих
элементов
составляют:
алюминия
- 15,6,
железа
-
9,6
,
кальция
- 7,
на
трия
-
5,6,
калия
- 5
и
магния
- 4.
Любопытно,
что
наиболее
характерной
формой
образования
кристаллического
вещества
является
присутствие
в
узлах
решеток
минералов
приведенных
семи
петрогенных
элементов
Si
,
Al
,
Fe,
Са,
Na,
К
,
Mg.
Состав
горных
пород,
слагающих
литосферу,
можно
охарактеризовать
следующими
главнейшими
оксидами
:
SЮ
ъ
Al20з
,
Fе20з,
FeO, MgO,
СаО,
Na2
0 ,
К
2
0
,
Н2
0
и
реже
встречающимися:
МпО,
ТЮ,
P20s.
В
первом
ряду
выделяется
кремнезем,
количество
которого
(в
%
массы)
варьирует
от
40
в
дунитах
до
70
и
более
в
гранитоидах.
П
оэтому
десилицификация
пород
,
за
ключающих
рудное
вещество,
является
ведущим
процессом
и
определяет
ха
рактер
выветривания,
а
следовательно
,
и
тип
литогенеза.
Г
еохимическая
подвижность
указанных
семи
породообразующих
элемен
тов
в
зоне
гипергенеза
-
процесс,
резко
изменяющийся
в
зависимости
от
ки-
234
слотно-щелочных
условий
и
термодинамических
параметров
среды
выветри
вания
.
Нередко
он
усложняется
соотношением
минералов,
образованных
ка
ждым
из
названных
элементов,
по-разному
реагирующих
на
изменения
усло
вий
выветривания
.
В
целом
петрогенные
элементы
дают
более
2000
мине
ральных
видов
.
По
данным
А.
с
:
Поваренных
[1966],
кремний
имеет
432
соб
ственных
минерала,
кальций
- 385,
алюминий
- 320,
железо
- 300,
натрий
-
222,
магний
-
191
,
калий
-
106
.
Но
,
несмотря
на
такое
разнообразие
минера
ло
в
,
обра зуем
ых
указанными
элементами
в
литосфере,
процесс
десилицифи
кации
горных
пород
в
зоне
гипергенеза
развивается
направленно
по
более
или
менее
общему
плану
от
гляциального
литогенеза,
где
десилицификация
пород
практически
отсутствует
,
к
гумидному,
в
котором
они,
в
частности
и
в
зо
не
тропического
влажного
климата,
нацело
десилицифицируются
с
образо
ванием
бескремнеземистых
латеритов.
Аридная
обстановка
лежит
в
стороне
от
этой
линии
развития
,
очевидно,
потому
,
что
здесь
литогенез
протекает
без
участия
воды.
Таким
образом,
акт
сегрегации
россыпеобразующих
минералов
и
их
по
следующая
концентрация
в
рыхлом
покрове
при
образовании
россыпей
сво
дится
к
разрушению
в
зоне
гипергенеза
минералов
с
низкой
константой
ги
пергенной
устойчивости
и
удалению
продуктов
вьшетривания
в
форме,
по
зволяющей
их
транспортирование
в
водоемы
седиментации
.
По
добной
кон
стантой
устойчивости
как
раз
обладает
большинство
гипогенных
породообра
зующих
минералов
,
возникающих
ранее
кварца
в
магматическом
расплаве
или
гидротермальных
условиях
,
или
,
наконец
,
в
глубоких
зонах
развития
раз
лич
ных
фаций
метаморфизма
.
Устойчивость
таких
минералов,
как
показано
в
разд.
1,
лежит
за
порогом
гипергенной
устойчивости кварца
.
Для
сравнения
с
реакционными
рядами
Н
.
Боуэна
их
можно
расположить
в
следующем
по
рядке
(по
возрастанию
устойчивости):
Оливин
Ряды
Н.
Боуэuа
Плагиоклазы
(Са)
Пироксены
(Mg)
Пироксены
(Mg-Ca)
Амфиболы
Биотит
Полевой
шпат
(К)
Плагиоклазы
(Ca-Na)
Плагиоклззы
(Na-Ca)
Плагиоклазы
(Na)
Мусковит
Кварц
Гипергеuный
ряд
Карбонаты
(кальцит,
доломит)
Ф
ельдшпатоиды,
оливин
'I<
~
Пироксены,
амфиболы
Серпентиниты
u
:s:
:с
u
~
=
о
t:
Плагиоклззы
,
бедные
анортитом
Плагиоклззы
,
богатые
анортитом
Ортоклаз
Биотит
Мусковит
Кварц
235
Сравнение
реакционного
ряда
П.
Боуэна
и
гипергенного
ряда
,
постро
енного
не
так
строго,
как
это
было
сделано
мною
для
россыпеобразующих
минералов,
выявляет
следующие
закономерности.
В
первом
ряду
Н
.
Боуэна
основная
реакционная
роль
в
образовании
(в
порядке
понижения
температуры
кристаллизации)
минералов
оливина
-
пи
роксенов-амфиболитов-биотита
принадлежит
магнию,
во
втором
аналогич
ную
роль
выполняет
кальций
.
Как
первый,
так
и
второй
ряды
заканчиваются
мусковитом
и
кварцем
,
кристаллизующимися
при
наиболее
низких
темпера
турах
магматического
расплава
.
В
гипергенном
ряду
наименее
устойчивы
при
выветривании
те
минералы,
которые
возглавляют
реакционные
ряды
Н
.
Боу
эна,
т.
е
.
образовались
при
самых
высоких
температурах
в
начальную
стадию
раскристаллизации
магмы.
Усложнение
силикатного
компонента
минералов
,
что
особенно
важно
учитывать,
поскольку
характер
десилицификации
горных
пород
является
ведущим
фактором
в
определении
типа
литогенеза,
идет
от
наиболее
высокотемпературных
минералов
к
низкотемпературным
,
иными
словами
-
от
наименее
к
наиболее
устойчивым,
с
энергетически
выгодными
параметрами
кристаллической
решетки
в
зоне
гипергенеза:
Si0
4
,
SiO
з
,
Si
4
0"
,
Si20S,
Si0
2
.
В
этом
же
направлении
в
минералах
происходит
снижение
и
от
ношения
кислорода
к
кремнию
от
1
:4
до
1
:2.
Геохимическая
подвижность
в
гипергенных
процессах
главнейших
пет
рогенных
элементов,
от
характера
и
полноты
удаления
которых
из
выветри
вающихся
пород
зависит
вскрытие
россыпеобразующих
минералов
,
строго
контролируется
физико-географической
обстановкой
,
поэтому
ею
определя
ются
и
типовые
различия
литогенеза.
Р
азница
заключается
в
том,
что
мигра
ция
элементов
в
гляциальном
перигляциальном
,
гумидном
и
аридном
л
ито
генезе
осуществляется
по-разному
и
в
неодинаковых
комбинациях.
П
о
харак
теру
геохимической
подвижности
в
поверхностных
условиях
петрогенны
е
элементы
можно
разбить
на
три
группы:
кремний
,
натрий
и
отчасти
калий;
магний
и
кальций;
железо
и
алюминий.
Такая
группировка
обусловлена
хи
мическими
свойствами
элементов
и
характером
среды,
благоприятной
для
их
природной
миграции.
Кремний
,
наиболее
распространенный
среди
преобладающих
элемен
тов
земной
коры
,
присутствует
в
горных
породах
в
связанной
в
минералах
форме
или
в
виде
кварца
различных
модификаций
.
М
аксимальной
раство
римости
кварц
достигает
при
высоких
значениях
рН.
Но
щелочная
среда
формируется
легкоподвижными
элементами
-
натрием
и
калием.
Это
опре
деляет
совместную
миграцию
всех
трех
элементов
первой
группы
,
особенно
характерную
для
тропической
и
субтропической
зон
гумидного
пояса
.
Сл
е
дует
подчеркнуть,
что
даже
в
этих
условиях
наиболее
химически
подвижной
является
та
часть
кремнезема
,
которая
находится
в
минералах
в
связанном
виде
,
но
не
кварц.
Магний
и
кальций
,
дающие
в
рядах
Н
.
Боу
э
на
левую
(магний)
и
правую
(кальций)
линии
последовательности
кристаллизации
,
в
геохи~ической
ги
пергенной
миграции
ведут
себя
более
или
менее
согласованно.
Магний
вхо
дит
в
состав
наиболее
неустойчивого
в
поверхностных
условиях
оливина,
кальций
-
кальциевого
плагиоклаза
.
Оба
минерала
возглавляют
ряд
гиперген
ной
устойчивости
и
при выветривании
разрушаются
не
просто
в
первую
оче-
236
редь,
но
начинают
этот
процесс.
Близкие радиусы
ионов
позволяют
этим
элементам
изоморфно
замещать
друт
друта
и
совершать
длительный
пугь
гео
химической
миграции
с
континентов
в
морские
водоемы
в
виде
соединений,
более
или
менее
одинаковых
по
растворимости.
Алюминий
,
самый
распространенный
в
литосфере
из
металлов,
проявля
ет
в
геохимической
миграции
более
близкое
родство
к
железу,
чем
к
другим
металлам
(правда
,
формы,
в
которых
происходит
миграция
этих
двух
элемен
тов
,
весьма
отличаются
друг
от
друга).
Относясь
к
амфотерным,
этот
элемент
образует
AI(ОН)з
,
легко
растворимый
и
в
сильнощелочной
среде
(при
pH
~
10)
,
и
в
кислой
(рН$4)
.
В
средах
с
промежугочными
значениям
и
концен
трации
водородных ионов
соединения
алюминия
нерастворимы
-
именно
в
этих
условиях
происходит
его
сегрегация,
с
одной
стороны
,
от
кремнезема,
с
д
ругой
-
от
железа
.
Же
лезо
в
окислительных
процессах
присугствует
в
нерас
творимых
формах
и
оказывается
неподвижным
;
в
восстановительных
средах
соединения
эт
ого
элемента
легко
растворяются
и
железо
удаляется из
зон
ги
пергенеза
.
Н
аиболее
предпочтительные
формы
миграции
железа
-
гидраты
и
комплексные
соединения
с
органическими
(гуминовыми)
кислотами;
значи
тельная
часть
алюминия
удаляется
из
зоны
гипергенеза
в
виде
мицелл
ново
обра
з
ованных
в
зоне
выветривания
алюмосиликатов
,
меньшая
часть
-
в
дру
гой
форме
.
Именно
на
различиях
в
геохимическом
поведении
железа
и
алю
миния
основано
их
разделение
.
7.
типы
ЛИТОГЕНЕЗА
7.1.
Г
лядиалыtый
литогенез
Гляциальный
литогенез
представляет
начальную
стадию
континенталь
ного
породообразования
и
за
нимает
крайнее
положение
в
приведенном
ряду
типов
литогенеза
.
Его
место
определяется
термодинамическими
условиями
в
лед
овых
зонах,
где
основная
масса
воды
присугствует
в
виде льда
-
равно
правного
члена
деструктирующейся
ассоциации
горных
пород
.
В
первые
этот
литогенез
вьщелен
и
проанализирован
Н
.
М
.
Страховым
как
ледовый
тип
по
родообра
з
ования
.
Его
развитие
специфично
для
высоких
широт
обоих
полу
шарий
.
О
днако
в
ряде
случаев
эта
закономерность
нарушается
-
мощные
центры
оледенения
возникают
и
в
друтих
широтах,
вплоть
до
экваториальных
областей
.
Обр
азование
локальных
ледниковых
провинций
обусловлено
тек
тоно-геоморфологическими
процессами
,
контролирующими
формирование
высокогорного
рельефа
,
почти
всегда
приуроченного
к
планетарным
горным
поясам
,
которые
и
определяют
характер
и
масштабы
ледниковой
деятельно
сти.
«
Седиментогенез
на
площади
ледовых
зон
развит
в
своей
наиболее
про
стой
,
примитивной
форме
-
механического
осадкообразования
с
невыражен
ной или
минимально
выраженной
диф
ференциацией
вещества
»
[Страхов
,
1962,
т.
1,
с
.
134].
Обра
зование
ледниковых
провинций
обусловлено
средне
годовыми
отрицательными
температурами
подстилающей
поверхности
,
т
.
е
.
дефицитом
тепла,
и
метеорными
осадками
в
виде
снега,
годовая
сумма
кото-
237
рых
в
таких
районах
превышает
летнее
таяние
снегового
(ледового)
покрова,
благодаря
<leMY
его
мощность
возрастает
до
тех
пор
,
пока
не
устанавливается
равновесие
между
приходом
и
расходом
осадков
при абляции
ледников
или
айсберговым
расходом
в
случае
ледниковых
щитов.
Это,
в
сущности,
и
опре
деляет
геологически
длительное
существование
таких
провинций
.
В
современной
литературе
вьщеляют
провинции
покровного
и
г
орного
оледенения
.
В
качестве
промежуточных
Р
.
Флинт
[19631
и
другие
исследователи
называют
предгорные
ледниковые
поля
провинций
горного
оледенения.
Гля
циальный
литогенез
в
каждом
варианте
провинций
проявляется
по-разному.
Л
ито
г
ен
е
тиче
с
кая
ро
л
ь
л
едниковых
щитов
в
настоящее
время
ледниковые
покровы
занимают
14
,8
млн
км
2
поверх
ности
Земли
,
или
95
,
4%
общей
площади
оледенения
.
Теоретически
породообразующая
роль
ледниковых
щитов
не
может
быть
значительной,
и
ее
масштабы
определяются
в
основном
длительным
време
нем,
в
течение
которого
существуют
ледниковые
покровы
.
Вмес
те
с
тем
лед
никовые
массы
как
горная
порода
или
форма
фиксации
воды
в
твердой
фазе
в
одной
из
сфер
планеты
представляют
собой
сложные
ассоциации
разнород
ного
минерального
вещества
.
Так,
Р
.
Кейдл
[1969]
отмечает
,
что
«об
р
азцы
льда
из
центральной
части
Гренландского
ледяного
щита
содержат
сульфата
на
порядок
величины
больше,
чем д
ругих
обычных
тропосферных
состав
ляющих,
таких
как
хлориды
натрия
,
кальция
или
калия.
П
О-ВИдимому
,
этот
сульфат
оседал
из
атмосферы
и
накапливался
во
льду»
[с
.
98].
Уже
из
этого
наблюдения
следует,
'по
лед
в
ледниковых
провинциях
существует
в
ассо
циации
с
различными
компонентами
атмосферы
и
литосферы.
Учитывая
масштабы
покровных
оледенений
и
их
литогенетическую
роль
,
можно
утвер
ждать,
что
условия
и
форма
развития
современных
щитов
представляют
ог
ромный
интерес,
так
как
единственным
критерием
для
правильного
опреде
ления
размеров
этого
явления
в
четвертичной
истории
различных
континен
тов
служат
в
итоге
лишь
прямые
признаки
деятеl!ЬНОСТИ
оледенений
.
К
сожалению,
породообразующая
роль
ледниковых
щитов,
условия
их
развития
и
формы
до
сих
пор
изучены
слабо
и
часто
трактуются
на
основа
нии
общих
,
нередко
ошибочных
представлений.
Даже
после
многоле
тних
и
интенсивных
исследований
антарктического
щита,
проводимых
специалиста
ми
многих
стран,
в
решение
этой
проблемы
не
внесена ясность
.
Вспомним
,
что
гипотеза
покровного
оледенения
Сибири
,
еще
совсем
недавно
бывшая
общепризнанной
,
ныне
отвергнута
,
причем
не
в
ре зультате
гляциологических
исследований
современных
щитов,
а
только
после
всестороннего
изучения
отложений
плейстоцена,
условий
их
формирования
и
возраста.
Б
лагодаря
этим
работам
потеряла
свое
значение
и
концепция
В
.
А.
Обручева
,
набрасы
вавшего
по
примеру
западноевропейских
геологов
смелыми
мазками
гранди
озную
картину
развития
ледниковых
явлений
в
Азии.
После
о
знакомления
с
некоторыми
разрезами
плейстоцена
в
центральной
части
Северной
Америки
мне
показались
неубедительными
доказательства
огромных
масштабов
лед
никовых
щитов
и
на
Американском
континенте.
После
изучения
в
1969
г
.
238
ряда
разрезов
четвертичных
отложений
во
Французских
Альпах
у
меня
воз
никли
сомнения
и
в
оценке
масштабов
древних
оледенений
в
альпийской
ледниковой
провинции,
а
вследствие
этого
и
в
правильности
существующих
ныне
представлений
о
масштабах
ледниковых
покровов
в
Европе
вообще
.
В
связи
с
этим
следует
отметить
,
что
и
сейчас
отсутствует
однозначное
реше
ние
проблемы
существования
днепровского
и
донского
ледниковых
языков
на
Русской
равнине
.
В
современной
литературе
роль
ледниковых
щитов
в
формировании
рельефа
и
образовании
некоторых
типов
пород
сильно
преувеличена
.
Наибо
лее
полно
подобные
взгляды
излож
е
ны
в
работе
Р.
Флинта
[1963].
В
свое
время
мною
была
опубликована
их
критика
[Шило
,
1971]
.
Поскольку
представления
этог
о
автора
все
еще
пользуются
успехом,
я
повторю
свои
замечания.
Р
.
Флинт
[1963]
пишет
:
« ...
выпаханные
льдом
котловины
глубиной
в
не
сколько
сот
метров
свидетельствуют
о
том,
что
при
благоприятных
условиях
эрозия
может
проникнуть
на
большую
глубину.
В
некоторых горных
долинах
последняя,
несомненно
,
превышает
600
м
»
[с
.
90]
.
Он
считает,
что
общая
глу
бина
ледниковой
э
розии
в
отдельных
случаях
,
как
,
например
,
в
Согнефьорде
(Норвегия),
может
достигать
2400
м,
причем
по
крайней
мере
1200
м
«выра
ботаны
ниже
уровня
моря
и
1200
м
-
над ним»
[там
же
,
с.
91]
.
Необычайно
интенсивная
лед
никовая
эрозия,
предопределенная
рельефом
,
как
полагает
Р
.
Ф
л
инт
проявилась
и
в
пределах
горного
вала
,
пересекаемого
долиной
Гуд
зона
между
Ньюбергом
и
Пиксвиллом
в
штате
Нью
-
Йорк,
где
в
ущелье,
в
коренном
ложе
Гудзона
,
выработана
котловина>
лежащая
на
232-288
м ниже
уровня
моря.
Вс
е
приведенные
Р
.
Ф
линтом
примеры
нельзя
объяснить
с
позиций
фи
зики
твердых
горных
пород
.
Сам
автор,
излагая
свою
концепцию,
делает
ого
ворку
:
« ...
Мы
не
можем
доказать,
что
здесь
участвовала
только
одна
леднико
вая
э
розия
частично
здесь
могла
действовать
также
речная
э
розия,
происхо
дившая
в
периоды,
когда
долина
освобождалась
от
льда»
[там
же].
Между
прочим,
как
бесспорный
при мер
слабой
работы
ледниковых
щитов
Р
.
Флинт
приводит
территорию
Канады,
где,
по
его
мнению,
«перед
nлейстоценом
ор
довикский
покров
был
смыт
и
на
обширной
территории
обнажил
ась
неров
ная
подстилающая
поверхность
,
в
дальнейшем
занятая
льдом.
Но
эта
под
вергшаяся
оле
де
нению
местность
сохранила
почти такой
же
облик
и
рельеф
,
как
и
поверхность
,
до
настоящего
времени
несогласно
перекрытая
ордовик
скими
осадками
.
Очевидно
,
оледенение
смогло
изменить
только
детали
рель
ефа.
Сложная
доордовикская
речная
сеть
,
хорошо
приспособивщаяся
к
тек
тонически
ослабленным
зонам
в
докембрийских
породах
,
не
была
изменена
лед
ником,
который
ограничился
выпахиванием
в
отдельных
больших
долинах
мелких
котловин»
[там
же]
.
На
основании
теории
ламинарно-глыбовых
потоков
льда
можно
утвер
ждать,
что
энергичная
экзарация
ледниковых
щитов
-
только
кажущееся
яв
ление.
Внимательный
исследователь
не
может
пренебречь
тем
фактом
,
что
под
ледниками
остаются
неразрушенными
даже
рыхлые
образования
.
На
эт
о
обратил
внимание
и
сам
Р
.
Флинт
.
Он
пишет:
«Сложенные
песчаником
хол
мы,
раскинувшиеся
в
области
оледенения
центрального
Висконсина
не
об
наруживают
следов
воздействия
льда;
эт
о
можно
объяснить
либо
тем,
что
ле-
239