Весьма чувствительным геохимическим показателем степени аридности геобиосистем является отношение концентрации Sr/Ba в почвенных новообразованиях (табл. 7). Численные значения этого отношения закономерно возрастают от почв северных степей (черноземов) к серо-бурым почвам пустынь.

Таблица 7. Отношение концентрации стронция к концентрации бария в почвенных новообразованиях

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

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

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

5. Проблема возникновения почв и эволюция почвообразования в истории Земли

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

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

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

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

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

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