Выход живых организмов на сушу и ее биогенное преобразование

4.5.1. Поверхностные воды, илы, кора выветривания, водоносные горизонты как биокосные системы

Первыми поселились на суше, по-видимому, силикатные бактерии. Наземное выветривание горных пород перестало быть физико-химическим, а стало биохимическим процессом. Разрушение суши усилило осадконакопление в морях, что способствовало более интенсивному развитию живых организмов, особенно скелетных форм жизни. Поэтому, наверное, в конце силура - начале девона резко уменьшается содержание углекислого газа в атмосфере. Микроорганизмы накапливают мелкозем, появление наземной растительности закрепляет его на поверхности континентов. Первоначально жизнь была земноводной, а почвы подводными. В ландшафтах постепенно накапливается органическое вещество, формируя контрастную геохимическую зональность: окислительные условия сочетаются с резковосстановительными. Появляются зоны не только с восстановительной, но и очень кислой средой. Изменяются условия миграции веществ в обстановке контрастных физико-химических свойств среды. В каменноугольный период растительность захватывает огромные пространства суши, под лесом формируются нормальные почвы. Общепланетарные последствия этих процессов заключаются в возникновении биологического круговорота вне гидросферы и в увеличении скорости миграции элементов в пределах суши. В табл. 10 приведены данные по вовлечению химических элементов растениями суши и моря. Однако удержание химических элементов в пределах суши могло уменьшить общую биомассу гидросферы (Верзилин и др., 1976).

Таблица 10

Масса химических элементов (10 ⁹ т), ежегодно

вовлекаемая в биологический круговорот (Войткевич и др., 1983)

Основная тенденция в развитии наземной растительности - освоение засушливых районов. Голосеменные растения царствуют в мезозое, сменяются покрытосеменными к началу кайнозоя, быстро овладевающими всей поверхностью планеты. Ботаник А. Л. Тахтатжан считает, что травы от деревьев произошли во второй половине палеогена. Быстрый рост и размножение трав обеспечивали ускорение биологического круговорота и эволюции растительной жизни, а следовательно, усиливался геохимический эффект воздействия жизни на биосферу. Существует гипотеза, что травы возникли из-за ухудшения углеродного питания растений. Во второй половине мела был расцвет планктоновых фораминифер с образованием новых типов карбонатных пород. Уменьшение концентрации СО₂ в послемеловом периоде придало направленность эволюции покрытосеменных растений. Итак, постепенно нарастает скорость эволюции живых организмов и миграции элементов в биосфере. Одновременно усиливается осадконакопление: половина всей массы осадочных пород образовалась за последние 600 млн лет. До выхода жизни из моря суша представляла собой голые выходы вулканогенных пород темно-серого цвета, постепенно она приобретала цвета и становилась разнообразной.

Фотосинтетическая и почвообразующая деятельность растений привела к формированию в земной коре колоссальных запасов энергии в виде каменного угля, углистых и органогенных сланцев, нефти, горючих газов, значительному снижению содержания в атмосфере углекислоты, накоплению в ней кислорода и молекулярного азота.

Поверхностные воды как биокосные системы. В. И. Вернадский утверждал, что «в истории природных вод... геологически приходящими могут быть минеральные виды природных вод, которые не повторяются и которые раньше не существовали». А. И. Перельманом и другими учеными также отстаивалась мысль не только об эволюции океана, но и других природных вод, в том числе подземных. С появлением наземной растительности увеличилось разнообразие ионного состава континентальных вод, их обогащение органическим веществом и соединениями СО₂, Н₂S, NH₃, NO₃.

Растения оказались также важным фактором формирования гидрохимической зональности грунтовых вод. А. И. Перельман уделил внимание дифференциации природных вод в связи с возникновением геохимических барьеров. Так, в местах биоокисления сульфидов формировались сернокислые воды. Накопление биогенных веществ создавало резковосстановительную обстановку, в которой многие химические элементы изменяют свою подвижность.

В верхних горизонтах водоемов развивается фотосинтез, одновременно происходит разложение живого вещества, т. е. складывается биологический круговорот. В глубоких водных слоях озер, морей, океанов происходит только разложение органического вещества.

Живые организмы определяют кислотно-щелочные свойства поверхностных вод. Сильнокислые ручьи известны в районах сульфидных рудных месторождений, они обогащены и металлами. В окислении сульфидов важная роль принадлежит бактериям, в сотни раз увеличивающим скорость окисления. Встречаются здесь и сернокислые («купоросные») озера. Такое озеро вблизи Гайского медноколчеданового месторождения на Южном Урале издавна использовалось в лечебных целях. В отработанных карьерах сульфидных месторождений возникают сернокислые пруды. Сернокислые ручьи местами образуются в результате кислого водоотлива из угольных шахт.

Кислые воды образуются из-за разложения органических остатков, богаты органическим веществом (табл. 11). Таковы многие реки и озера районов влажного климата и равнинного рельефа - водоемы тундры, заболоченной тайги, влажных тропиков. В районах многолетней мерзлоты подобные реки встречаются и в горах. К этому же классу относятся и черные тропические реки, например приток Амазонки Рио-Негро (по-испански «черная река»). Под защитой органических веществ мигрируют многие металлы. Это крайне неравновесные системы, так как содержат и сильный окислитель (О₂) и сильные восстановители - растворенные органические вещества. В кислых водах повышается и растворимость соединений фосфора. Нейтральные и щелочные воды могут содержать разное количество органики, но все же меньше, чем кислые.

Таблица 11

Распределение массы живого и растворенного

органического вещества на суше (С_орг), т (Успенский, 1956)

Реки России (незагрязненные отбросами) по содержанию органических веществ различаются в 20-30 раз. Воды горных рек содержат очень мало растворенных органических веществ - окисляемость меньше 0,5 мг О₂/л. Несколько выше окисляемость речных вод в тундре (5-10 мг О₂/л). Значительно повышается окисляемость в водах рек средней и южной тайги (10-20 мг О₂/л). Наибольшее содержание растворенных органических веществ (20-30 мг О₂/л) обнаруживается в реках северотаежной подзоны европейской части России и Западной Сибири, где большие площади заняты кислыми глеевыми торфянистыми почвами и торфяниками. Значительная часть органических веществ в болотных и речных водах представлена фульвокислотами. Кислая природа этих веществ обусловливает кислую реакцию вод (рН до 3) и их агрессивность. Воды верховых и низинных болот - это мощные источники воднорастворимых органических веществ - комплексообразователей. Фульвокислоты, выделенные из вод оз. Великого, где их содержание составляет 10,7 мг/л, образуют металлоорганические комплексы с Cu, Zn, Pb и Cd. Комплексообразование происходит в результате взаимодействия ионов металлов с карбоксильными группами фульвокислот. Большую часть органического вещества водоемов поставляют почвы.

Воды низинных болот содержат очень много растворенных органических веществ, имеют желтовато-бурый, коричневый цвет. В них присутствуют гумусовые вещества, летучие фенолы; рН - от 6,5 до 7,2. Содержание растворенного железа составляет 0,3-5 мг/л и более, марганца - 0,02-0,005 мг/л. В надмерзлотных водах низинных болот в форме органоминеральных соединений мигрируют As, Zr, Mo, Co, Ba и другие микроэлементы.

В лесостепях, степях, саванах встречаются содовые озера, одним из возможных механизмов образования соды считается деятельность сульфатредуцирующих микроорганизмов. В присутствии сульфатов натрия окисление органики сопровождается образованием сероводорода и карбоната натрия:

C₆H₁₂O₆ + 3Na₂SO₄ = 3CO₂ + 3H₂O + 3Na₂CO₃ + 3H₂S + Q.

Это дыхательный акт микроорганизмов, энергия используется для жизнедеятельности бактерий. Геохимические последствия включают также образование месторождений пирита (FeS₂) и других сульфидов.

Таким образом, биокосная природа поверхностных вод в значительной степени связана с средообразующей функцией живого вещества.

Илы как биокосные системы. В. И. Вернадский считал, что природа образования илов в значительной степени биогенная (Вернадский, 1987). Илы содержат органические остатки и огромное количество микроорганизмов, их разлагающих, являются ареной деятельности многочисленных роющих животных (илоедов и др.). Поэтому илы - динамичные биокосные системы, богатые энергией. Сущность илообразования заключается в разложении органических веществ, в окислительно-восстановительных реакциях. Н. М. Страхов в илах выделяет несколько вертикальных горизонтов (рис. 14). Деятельность бактерий и других организмов, их ферментов интенсивно идет в верхнем горизонте. Процесс превращения ила в осадочную породу именуется диагенезом.

В иле рек и озер обитают микроорганизмы, окисляющие железо и марганец. Широко представлены нитчатые железобактерии - Leptothrix ochracea. Цепочки у нитчатых бактерий заключены в общий чехол. Образующиеся при окислении железа гидроксиды откладываются внутри чехла. По мере закупорки чехла бактерии, нуждающиеся в О₂ и источнике Fе²⁺, перемещаются наружу и образуют новый чехол. Старые ожелезненные чехлы - тонкие трубочки желтовато-оранжевого цвета часто покрывают подводные камни, накапливаются на дне рек, ручьев, озер.

В озерах Карелии в образовании железистых осадков значительное участие принимает обитающий в илах на границе окислительной и восстановительной зон микроаэрофил Siderococcus limoniticus. Снизу из восстановленной зоны илов идет диффузия ионов Fе²⁺, а сверху поступает необходимый для жизнедеятельности бактерий и окисления железа кислород, поэтому зона роста бактерий в виде охристой прослойки располагается в нижней части аэрируемого слоя ила. В ожелезненных озерных илах часто обнаруживается Gallionella ferruginea, развивающаяся только в присутствии Fе²⁺. Для нее характерны винтообразные нити, покрытые гидроксидами железа и заканчивающиеся бактериальной клеткой. Она развивается в озерах с холодной водой (оптимум 6-8^о С). Некоторые ученые относят эту бактерию к автотрофным железобактериям, ассимилирующим углекислый газ за счет окисления железа.

В донных отложениях рудоносных озер Карелии распространены микроорганизмы рода Metallogenium, окисляющие Mn²⁺, в Mn⁴⁺. Железомарганцевые конкреции имеют концентрическое строение. Микробиальные структуры обнаруживаются преимущественно в центральной части конкреций, характеризующей начальный период их образования. Предполагают, что начальное биохимическое окисление железа и марганца стимулирует процессы окисления металлов за счет уже выпавшего в осадок Mn⁴⁺: Mn⁴⁺ + Fe²⁺ = Mn²⁺ + Fe⁺. На поверхности конкреции выпадают гидроксиды железа Fe³⁺. Mn²⁺ может переходить в сорбированные формы или подвергаться вновь биохимическому окислению. Повторение процесса ведет к росту конкреций. В прибрежной части озер часто дно устилают ожелезненные пески. Местами распространены черные гороховидные конкреции. Содержание железа в конкрециях колеблется от 15,6 до 59,3%.

В водной толще пресноводных и слабосолоноватых водоемов мелкие кристаллы кальцита покрывают поверхность многих планктонных и бентосных цианобактерий, одноклеточных и многоклеточных водорослей, водяных мхов, рдестов и др. Образование кальцита связано с поглощением зелеными растениями растворенной в воде углекислоты; при понижении ее концентрации непосредственно у поверхности растений растворенный бикарбонат переходит в карбонат, который выпадает в осадок. После отмирания растений и погружения их на дно кальцит поступает в донные осадки. Такие условия имеются в мелководных речных старицах, солоноватых зарастающих озерах, мелководных заливах. Кроме того, в образовании кальцита в водоемах участвуют многочисленные животные: остракоды, наземные и водные моллюски, раковины которых состоят из кальцита и арагонита, и другие ракушечные. Раковинки остракод образуют массовые скопления в известковых донных осадках озер Южной Сибири и Казахстана.

Непосредственно в донных отложениях кальцит образуется в результате деятельности различных групп гетеротрофных организмов: гнилостных и аммонифицирующих бактерий, а в солоноватых водоемах при наличии в донных отложениях гипса и за счет сульфатредуцирующих бактерий. Осаждение кальцита идет несколькими путями:

1) из кальциевых солей органических кислот за счет разложения гетеротрофными микроорганизмами органической составляющей; освобождающиеся кальций и углекислота, соединяясь, дают углекислый кальций;

2) в результате обменных реакций кальциевых солей неорганических кислот, например сульфата кальция с углекислым аммонием, образующимся при окислении белков гнилостными бактериями: (NH₄)₂CO₃ + CaSO₄ = (NH₄)SO₄ + CaCO₃;

3) за счет сульфатредукции серы гипса в присутствии органических веществ. Образующийся сульфид кальция и углекислота вступают в реакцию: СaS + H₂O + CO₂ = H₂S + CaCO₃. При улетучивании сероводорода реакция идет в сторону накопления кальцита.

Оптимальные условия для накопления кальцита - это теплые, мелководные водоемы, богатые органическим веществом. В них в результате сильного прогревания вод растворенной углекислоты мало, выпадающий в осадок кальцит не переходит снова в бикарбонат кальция, а накапливается в донных илах. Такие условия имеются в мелководных речных старицах, солоноватых зарастающих озерах, мелководных заливах.

Накопление биогенного опала в донных отложениях происходит в результате деятельности диатомовых водорослей и кремниевых губок. Диатомовые водоросли весьма требовательны к обеспеченности водоема минеральным питанием. Они нуждаются в азоте, фосфоре, железе и достаточном количестве кремнезема. На них отрицательно действует повышенное содержание растворенного органического вещества. В этом случае они вытесняются цианобактериями и хлорококковыми водорослями. В пресноводных водоемах обитают диатомовые водоросли родов Melosira, Navicula, Nitzschia, Tabellaria, Fragilaria, Amphora, Asterionella, Eunotia, Cyclotella и др. При накоплении кремниевых остатков диатомовых водорослей на дне озер образуются диатомиты. Диатомит - землистая рыхлая порода светло-серого или желтоватого цвета, состоящая более чем на 50% из панцирей диатомей и потерявших форму биогенных остатков аморфного кремнезема. На территории России диатомиты наиболее широко распространены в озерах Кольского полуострова, их мощность достигает от 1 до 9 м. В озерах Карелии чаще распространены диатомовые илы, содержащие аутогенный кремнезем (3-7%); таковы илы Ладожского и Онежского озер. Диатомовые илы и прослои обнаружены в озерах Свердловской области, озерах Ильмень и Байкал.

В солоноватых и соленых озерах широко распространены процессы восстановления серы сульфатов до сероводорода и образования сульфидов. Эти процессы идут при участии сульфатредуцирующих бактерий. В водоемах с плохим водообменом, с донными отложениями, богатыми органическими остатками, в донных осадках создается восстановительный режим, поселяются сульфатредуцирующие бактерии преимущественно рода Desulfovibrio. Многие виды этих бактерий - галофиты. Это хемоорганотрофные организмы, потребляющие готовые органические вещества; их энергетический обмен связан с восстановлением серы сульфатов, находящихся в донных осадках. Сера сульфатов натрия, кальция, магния восстанавливается, образуются сульфиды: Na₂SO₄ = Na₂S + 2O₂; CaSO₄ = CaS + 2O₂. При взаимодействии сульфидов с углекислотой, выделяющейся при разложении органических остатков, образуются углекислые соли и сероводород:

Na₂S + CO₂ + H₂O = Na₂CO₃ + H₂S;

CaS + CO₂ + H₂O = CaCO₃ + H₂S.

Углекислый кальций выпадает в осадок, сода при определенных условиях переходит в раствор, а сероводород улетучивается. В результате этого процесса идет метаморфизация вод: формируются содовые бессульфатные воды. С процессами биогенной сульфатредукции связано накопление соды в озерах, грунтовых водах. В анаэробной сильновосстановительной среде, где железо и марганец находятся в двухвалентной и относительно подвижной форме (преимущественно бикарбонаты), появление сероводорода приводит к образованию сульфидов железа и марганца и выпадению их в осадок. Образуется коллоидный черный осадок гидротроилита FeS ^. nH₂O, в котором рассеяны кристаллы пирита или марказита Fe₂S.

Классификация илов по А. И. Перельману (1977). Окислительные илы образуются в океанах, морях, озерах и реках, где создаются условия для перемешивания и поступает кислород. Окислительная обстановка характерная для прибрежных песков, а также там, где мало органики и холодная вода богата кислородом. Они имеют желтую, бурую, красную окраску, обязанную гидроксидам трехвалентного железа.

Глеевые илы характерны для озер, расположенных во влажном климате, в тундре, тайге, влажных тропиках. Здесь продуцируется много органического вещества, но сульфатов нет, поэтому не образуется сероводород. Илы имеют сизую, зеленую, серую окраску из-за соединений восстановленных форм железа и марганца. Озера богаты жизнью, но для окисления остатков растений и животных в илах не хватает кислорода. На дне озер накапливается сапропель - тонкоструктурные коллоидальные органические донные отложения пресноводных и солоноватых озер. Они состоят более чем на 50% из полуразложившихся, но сохранивших клеточную структуру планктонных водных микроскопических организмов. Это клетки цианобактерий, хлорококковых, диатомовых и, в меньшей степени, дисмидиевых водорослей, а также останки животных, среди которых преобладают кладоцеры и простейшие. При невысоком содержании в воде кислорода и массовом развитии (так называемом цветении воды) водоросли после отмирания не успевают разложиться и накапливаются на дне. Частично они перерабатываются мелкими животными, остатки которых также участвуют в сложении сапропеля. Частично это остатки планктонных и бентосных животных (коловратки, членистоногие, ракообразные, ветвистоусые и др.). По внешнему виду и консистенции сапропель представляет собой студенистую массу темно-оливкового или коричневого цвета. После высыхания стает очень плотным, не размокает в воде. Мощность сапропелевых отложений обычно от 3 до 5 м, но в некоторых озерах достигает 20 м и более. Доля органики в иле лесных озер тайги может достигать 90%, в ней обнаружены белки, витамины, биоактивные вещества. Сапропели богаты микроэлементами (Mn, Mo, Cr, Cu и др.). В северной половине европейской территории РФ образование сапропеля началось после отступления ледника, более 10000 лет назад.

Сероводородные илы широко распространены в морях и океанах, озерах степей и пустынь, где преобладают сульфатные воды, развивается десульфуризация, продуцируется сероводород, образуются сульфиды железа. Органики в иле немного, но достаточно для восстановления сульфатов воды. Илы черного цвета.

В древних водоемах были неизвестные в нашу эпоху илы (Перельман, 1977). Особенно интересны в этом отношении углеродистые сланцы нижнепалеозойского возраста. Черным цветом они обязаны органическим соединениям и графиту, сланцы содержат пирит. Исходные морские илы были сульфидными, в них развивалась десульфуризация, продуцировался Н₂S. В дальнейшем илы преобразовались в черные глины, которые в процессах горообразования были метаморфизированы и превращены в сланцы. Сланцы в отличие от современных илов значительно обогащены никелем, ванадием, молибденом, ураном, серебром, медью, свинцом и другими металлами (в 10 раз больше, чем в морских илах). Эти металлоносные сланцы очень широко распространены, суммарные запасы металлов в них огромны. Не вполне ясны причины накопления металлов. В качестве таких причин выдвигались благоприятная область сноса, накопление металлов в морской воде в предшествующие эпохи, исключительная медленность осадконакопления: 1 м за 600 тыс.-3 млн лет, а современных морях - 1м за 2 тыс. лет. При метаморфизации черных глин металлы переходили в горячие газоводные растворы, поднимаясь к поверхности, растворы отлагали в трещинах богатые металлические руды. Так образовались рудные гидротермальные месторождения в местах распространения черных металлоносных сланцев.

Красноцветные осадочные породы представляют собой осадки былых озер, речных долин, склонов. Возраст - от 1 до нескольких миллионов лет. В четвертичном периоде около 1 млн лет назад процесс накопления красноцветов прекратился. Это, как и черные сланцы, вымершие осадочные породы. Они образовались из окисленных илов при малом количестве органики, иначе сложилась бы глеевая обстановка. В них мало следов растительных и животных организмов. В более ранние геологические периоды жизнь в засушливых районах была развита слабее, чем в неогене. Многие красноцветные осадки образовались в содовых озерах.

Кора выветривания – биокосная система. В. И. Вернадский писал: «...кора выветривания в химических процессах теснейшим образом связана с живым веществом, была биокосным телом...» (Вернадский, 1987. С. 70).

Корой выветривания, или элювием, называются рыхлые продукты изменения горных пород, образующиеся под почвой за счет поступления из нее растворов. От почвы кора выветривания отличается отсутствием биогенной аккумуляции элементов под влиянием растений. Основоположниками геохимии коры выветривания были Б.Б. Полынов и И.И. Гинзбург.

Биокосная природа коры выветривания проявляется в деятельности микроорганизмов, окисляющих органические соединения, поступающие из почвы. Миллионы микроорганизмов были обнаружены в 1 г каолинизированного гранита на глубине 12-17 м от поверхности. Наиболее изучена группа тионовых бактерий, окисляющих сульфиды. Микроорганизмы были найдены в поровых водах коры выветривания глинистых сланцев нижнего карбона. Разнообразные микроорганизмы (до 1 млн клеток в 1 г породы) обитают в корочках выветривания на склонах Тянь-Шаня на высотах более 4200 м.

В корах выветривания живут и макроорганизмы, как, например, различные землерои – сурки и др. Ходы их нор часто обнаруживаются глубоко под почвой. В местах нор сурка – тарбагана в Забайкалье на поверхность вынесены образцы горных пород с глубины в несколько метров.

Как и почва, кора выветривания имеет определенный профиль, т. е. состоит из горизонтов различного минерального и химического состава. Так, довольно распространена кора выветривания, верхние горизонты которой характеризуются кислой, а нижние – слабощелочной реакцией.

Наиболее благоприятные условия для формирования коры выветривания создаются во влажном и жарком климате при равнинном и спокойном тектоническом режиме. В этом случае ее мощность может достигать несколько десятков и даже сотен (по трещинам) метров. Кислое выветривание наиболее энергично идет во влажных тропиках. Во влажном субтропическом и тропическом климате богатый растительный покров определяет энергичное поступление в кору из почвы углекислоты, гумусовых кислот и других продуктов разложения растительных остатков. Разложение минералов горных пород идет в кислой среде, что определяет вынос большинства металлов и замещение водородом обменных катионов в поглощающем комплексе верхних горизонтов коры выветривания. Некоторые элементы (Mg, Ni, Co), вынесенные из верхних горизонтов, концентрируются в нижних горизонтах коры в результате повышения величины рН. Так, вероятно, сформировались некоторые месторождения никеля (рис. 15).

В полярных районах, пустынях, районах развития многолетней мерзлоты, на крутых склонах гор кора выветривания маломощна или даже отсутствует.

Меньшая биогенность коры выветривания по сравнению с почвами и илами определяет меньшее ее разнообразие. 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 умещаются четыре почвенные зоны. На изверженных породах и под черноземной, и под каштановой, и под сероземной почвами образуется одна и та же кора выветривания – обломочная обызвесткованная.

А. И. Перельман (1989) в систематике кор выветривания выделил окислительный и глеевый ряды, а для нижних горизонтов и сероводородный (сульфидный).

Сернокислая кора окисленного ряда возникает при выветривании пород, богатых сульфидами, в первую очередь пиритом. Окисление сульфидов, в котором участвуют тионовые бактерии, приводит к появлению сероводорода, понижению рН. Начинается «сернокислое выветривание», легкая миграция Zn, Cu, Cd и других металлов. Сернокислые растворы, просачиваясь из зоны окисления вниз, реагируют с первичными сульфидами с образованием сероводорода:

MeS + H₂SO₄ = MeSO₄ + H₂S.

Так, в нижней части зоны окисления возникает сероводородный барьер, на котором осаждаются металлы.

При окислении сульфидных руд в известняках сернокислые растворы металлов усредняются с вмещающими карбонатами. В результате на щелочном барьере образуются гидроксиды и карбонаты металлов. Среди вторичных карбонатов металлов особо выделяются малахит и лазурит – зеленые и синие карбонаты меди.

Кислая кора выветривания окислительного ряда образуется во влажном климате. Богатый растительный покров определяет здесь энергичное поступление в кору из почвы углекислоты, гумусовых кислот и других продуктов разложения растительных остатков. Для нейтрализации кислых продуктов не хватает катионов, и реакция вод сохраняется кислой, разложение минералов проходит в кислой среде, что определяет вынос большинства металлов. В кислой коре образуются каолинит, галлуазит и другие глинистые минералы. Наиболее энергичное кислое выветривание протекает во влажных тропиках (рис. 15). В нижних горизонтах коры в результате повышения рН концентрируются некоторые элементы, выщелоченные из верхних горизонтов.

Нейтральная и щелочная кора выветривания окислительного ряда широко распространена в сухом климате. Выветривание здесь проникает неглубоко, и кора имеет малую мощность. На скальных породах она представлена обломками пород, покрытых корочками карбонатов. Наиболее подвижный и накапливающийся мигрант – кальций, входящий в карбонаты. Богатство коры кальцием определяет ее слабощелочную реакцию, слабую миграцию железа и алюминия.

Кислая кора выветривания глеевого ряда образуется под глеевыми почвами, преимущественно на гумидных равнинах. Для нее характерны кислая реакция среды, вынос катионов и образование глинистых минералов, преимущественно гидрослюдистого типа. Здесь высокая миграционная подвижность железа и марганца, частично фосфора и некоторых редких элементов. В северной части Западно-Сибирской низменности кислая глеевая кора представлена подпочвенными сизыми глеевыми горизонтами, обедненными железом и марганцем.

Отбеленные глеево-элювиальные горизонты широко распространены в коре выветривания (древние коры выветривания на Урале и в Казахстане). Их светло-серая окраска появляется в результате восстановления соединений железа, их растворения и выноса из водоносных глеевых горизонтов. Главную роль в восстановлении элементов принадлежит различным группам гетеротрофных организмов. Спороносные и неспороносные бактерии, грибы, актиномицеты окисляют органические вещества при восстановлении металлов с переменной валентностью. За счет этого микроорганизмы получают энергию, необходимую для ассимиляции углекислого газа. Большая группа бактерий и грибов выделяет специфические хелатообразующие соединения, извлекающие трехвалентное железо из кристаллических решеток гидроксидов и одновременно переводящие его в двухвалентные формы. Из грибов в процессе хелатирования участвуют Fusarium, Aspergillus, Penicillium, из бактерий - Bac. cereus, Bac. thuringiensis и др. Большинство соединений двухвалентного железа окрашено в серовато-зеленоватые и голубоватые тона, поэтому наличие восстановительной глеевой обстановки легко определяется по внешнему виду пород. При быстром просыхании глеевые горизонты сохраняют серовато-голубоватую окраску. Очень часто они имеют светло-серый цвет из-за выноса из них восстановленных соединений железа. Наряду с низким содержанием железа они значительно обеднены катионогенными элементами (Co, Ni, Zn, Cu, Cr, Pb и др.).

Нейтральная и щелочная глеевая кора выветривания менее распространена. Миграция железа в ней происходит на сравнительно небольшие расстояния и с малой интенсивностью, марганец мигрирует интенсивно.

Кора выветривания сульфидного ряда на земной поверхности не образуется, но горизонты с сульфидами возникают в нижней части коры окислительного ряда. В коре выветривания медноколчедановых месторождений Мугоджар нижние глинистые горизонты с пиритом серо-голубые, в то время как верхняя часть коры красная, с гидроксидами железа.

Водоносные горизонты как биокосная система. К водоносному горизонту литосферы относятся не только породы с движущейся водой, но и прилегающие части водоупоров. Особенности водоносных горизонтов литосферы во многом связаны с деятельностью бактерий.

А. И. Перельман (1977, 1989) выделяет несколько классов водоносных горизонтов:

1. Водоносные горизонты окисленного класса имеют обычно желтый или рыжий цвет, обусловленный пленками гидроксидов железа, покрывающими частицы породы. Кислородный состав вод определяет возможность существования аэробных бактерий, энергично окисляющих органические вещества.

2. Водоносные горизонты сильнокислого класса установлены в пиритизированных песчаниках. Окисление энергично развивается при тектонических поднятиях, когда поверхностные кислородные воды проникают в глубь земной коры. В окислении сульфидов важная роль принадлежит бактериям, в сотни раз увеличивающим скорость этого процесса. Образуется серная кислота, рН может опуститься до 1, повышено количество растворенных Fe, Al, Pb, Cu, As и др. Так, при окислении сульфидов в Карпатах резко возрастает минерализация вод (от 2 до 50 г/л), рН понижается до единицы и ниже, Еh колеблется от 360 до 700 мВ.

3. Водоносные горизонты содового класса содержат гидрокарбонатно-натриевые воды с минерализацией 0,5-5 г/л и рН 8,5-11. Сода может образоваться в них абиогенным путем: при выветривании натриевых полевых шпатов, в ходе обменных процессов, а также накапливается в процессе сульфатредукции микроорганизмами. В содовых водах легко растворяются и мигрируют Mo, V, Se, U, Be, Sc, Ag.

4. Водоносные горизонты глеевого ряда широко распространены на равнинах тундры, тайги, влажных тропиков. Органические вещества являются причиной, вызывающей в них анаэробную обстановку. В результате разложения органических веществ бактериями воды обогащаются СО₂ и органическими кислотами, рН может снизиться до 4. Особенно энергична деятельность бактерий на водонефтяном контакте. Воды растворяются карбонаты вмещающих пород, и развивается карст.

5. Водоносные горизонты сероводородного ряда формируются в результате микробиологического восстановления сульфатов. Содержание Н₂S достигает 1-2 г/л. Там, где особенно активны бактерии в воды поступает также много СО₂, снижается рН. В водах этого ряда неподвижны Cu, Zn, Pb. Еh обычно ниже нуля, местами понижается до -500 мВ. Там, где энергична деятельность бактерий, обычно происходит и наибольшее снижение Еh. Поэтому самый низкий Eh характерен для водонефтяного контакта, где создаются особо благоприятные условия для жизни бактерий. На нефтяном контакте сульфатредуцирующие бактерии столь активно окисляют углеводороды, что в воды поступает не только H₂S, но и много СО₂, рН их понижается. Происходит также окремнение известняков, осаждение U, Mo.

6. Выделяются также былые водоносные горизонты - участки литосферы, ныне лишенные подземных вод, но содержавшие их в прошлом. Следы биогенных процессов выражены в них в виде линейно вытянутых зон с оглеением, огипсованием, окремнением и т.д.

К водоносным горизонтам приурочены многие полезные ископаемые, образующиеся на геохимических барьерах (медистые и ураноносные песчаники, серные руды и др.).

На протяжении геологической истории в осадочных породах накапливалось органическое вещество, разложение которого обогащало подземные воды СО₂, СН₄, Н₂S и другими активными соединениями. В результате усилилась геохимическая деятельность вод, для которой характерны две группы противоположных явлений. Первая связана преимущественно с изменением газового состава и выражается в развитии восстановительных и окислительных процессов. Восстановительные процессы часто связаны с поступлением в подземную воду по разломам или по пластам жидких и газообразных углеводородов. Восстановительные процессы развиваются и в результате погружения пород, анаэробного разложения органического вещества. Окислительные процессы часто связаны с тектоническими поднятиями и инфильтрацией кислородных вод.

Вторая группа явлений обязана преимущественно изменению ионного состава вод и выражается в увеличении и уменьшении их минерализации, изменении рН.

Появление в протерозое резкоокислительных условий на земной поверхности неминуемо вызвало противоположные резковосстановительные условия в илах озер и особенно в водоносных горизонтах. Следовательно, в результате биологического круговорота единая слабовосстановительная среда, господствующая в архее, разделилась на две противоположности – резкоокислительную и резковосстановительную. Поэтому появление в подземных водах сероводорода, осаждение им сульфидов металлов явилось следствием развития резко окислительных условий земной поверхности. Сероводородные геохимические барьеры, сульфидные экзогенные руды возникли на определенной стадии развития земной коры в связи с развитием жизни.

Лекция 13

4.5.2. Возникновение и эволюция почвенного покрова

Эволюция биосферы тесно связана с эволюцией почвенного покрова суши.

Растения избирательно поглощают многие элементы, концентрируя их не в тех соотношениях, в которых они находятся в горных породах и почвах. Если в последних преобладает кремний, алюминий, железо, то в растениях значительно больше калия, кальция, фосфора и серы. Корни растений перекачивают необходимые им элементы из нижних горизонтов в верхние, куда они поступают после отмирания организмов и разложения. Так проявляется биогенная аккумуляция, улучшается среда сущ