Влияние температурного фактора на выветривание

Введение. С давних пор было известно, что температура играет большую роль в химических процессах, так как скорость химической реакции, по закону Аррениуса, является функцией температуры (примерно удваивается с увеличением температуры на каждые 10° С). Диссоциация электролитов и растворение химических компонентов с поглощением тепла также возрастают с повышением температуры; эти процессы подчиняются закону Вант-Гоффа. В то же время растворимость газов с повышением температуры уменьшается (закон Генри). Наконец, от температуры зависит и абсолютная влажность воздуха.

Все это указывает на ту важную роль, которую играет температура на поверхности Земли при формировании зональности распределения почв различных типов. Некоторые исследователи пытались решить эту проблему количественно; они составляли индексы выветривания в масштабах планеты или определяли предельные температуры распространения тех или иных почвообразовательных процессов. Так, Раман, который считал химическое выветривание пород главным образом гидролитическим разложением, настаивал на ведущей роли температуры, которая, по его мнению, определяет степень диссоциации воды. Он ввел понятие «индекс выветривания», не учитывая при этом роли атмосферных осадков, а основываясь лишь на степени диссоциации воды при данной среднегодовой температуре (там, где она выше 0° С). Можно упомянуть об индексе выветривания Шимкевича (Т = 2,5 0/10, где 0 — среднегодовая температура), который использовал в своей работе Стефенс для выделения различных почвенных зон Австралии. Все эти эмпирические индексы позволяют, конечно, сравнивать интенсивность разложения пород в бореальной и тропической зонах, но как абсолютные величины они не имеют никакого значения.

Что касается границ зон выветривания, то годовая изотерма 15° С принималась некоторыми исследователями за климатическую границу зоны тропической каолинизации. Границей зоны аллитизации большинство авторов считали 19—20° С. Правда, Сегалей установил, что на острове Мадагаскар латеритизация происходит в районах, где средняя температура не опускается ниже 9° С.

Годовую изотерму 20° С обычно считали пределом, за который не распространялись процессы ожелезнения. Правда, по мнению Рейфенберга, специально изучавшего эту проблему, для того чтобы сделать определенные выводы, данных только по средним температурам часто недостаточно. Действительно, при среднегодовом количестве осадков около 800 мм и средней температуре 20° С в Трансваале отмечается развитие процессов ожелезнения (дожди жаркого сезона при t = 25—30° С), тогда как в средиземноморских районах (дожди холодного сезона при t = 10—15° С) ожелезнение практически отсутствует. Этот пример показывает, насколько трудно определить температурные границы лишь на основании климатических и географических данных.

Для уточнения роли температурного фактора было решено поставить эксперимент. Такие работы проводились уже неоднократно [для температур свыше 100°С]. Эксперименты, поставленные сотрудниками Корренса, показали, что с повышением температуры усиливается процесс выщелачивания и одновременно изменяется относительный вынос различных элементов: вынос кремнезема по сравнению с алюминием увеличивается.

В задачу нашей работы входило уточнение поведения ряда химических элементов в условиях разных температур.

Условия опыта. Выбор температуры инфилътрационной воды. Процессы, воспроизводившиеся в основном эксперименте, относились к ферраллитному типу, поэтому для нового опыта необходимо было выбрать температуру в пределах климатических границ областей развития процессов аллитизации и ожелезнения. В качестве постоянного температурного параметра данного опыта была принята температура 20° С.

Изменения в устройстве прибора. Поскольку новый опыт проводился при более низкой температуре с сохранением прежней интенсивности дренажа, возникла необходимость несколько изменить обычный экстрактор «Сокслет». Для дополнительного охлаждения паров воды (температура последней не должна была превышать 20° С) главный цилиндр прибора нужно было поместить достаточно далеко от источника нагрева, а также удлинить путь конденсации воды (фиг. 41). Водяной пар, образующийся в нижней колбе-приемнике, где вода постоянно находилась в состоянии кипения, поднимался по длинной вертикальной трубке, затем попадал в сферический холодильник, где и конденсировался. Дальнейшее охлаждение обеспечивал второй горизонтальный холодильник (шариковый с двойной циркуляцией), из которого дистиллированная вода падала на обломки породы. Температура этой воды была равна приблизительно 20° С.

Для равномерного распределения падающих капель на выходе из второго холодильника помещалась специальная насадка с мелкими отверстиями и лист фильтровальной бумаги, который равномерно закрывал всю поверхность обломков. Для сохранения определенной влажности атмосферы в цилиндре и для предохранения породы от пыли цилиндр прибора сверху закрывался ватным тампоном. Сообщение между сифоном и колбой-приемником осуществлялось посредством легкого поливинилового шланга, который присоединялся к колбе при помощи стеклянной трубки с притертым краем.

Характеристики экспериментального цикла. Температура сконденсированной воды на протяжении всего опыта колебалась от 19 до 21° С. Ежедневный дренаж составлял около 5 л, что соответствовало дневному количеству дождевых осадков, равному 2550 мм, и часовой интенсивности в 105 мм. Физико-химические характеристики опыта с ограниченной температурой приведены в табл. 101. Сравнение данных этого опыта с данными контрольного опыта T2 и с характеристиками экваториального климата (Маршалловы острова) позволяет отметить две особенности:

1. В контрольном опыте T2 и в опыте с пониженной температурой совершенно идентичны лишь гидродинамические условия. Температура выветривания в последнем опыте значительно ниже, что обусловливает некоторое понижение влажности среды и увеличение содержания в воде растворенных газов (в 3 раза больше кислорода и в 5 раз больше CO2).

2. Гидродинамические, температурные и физико-химические условия выветривания очень близки (а иногда даже несколько менее интенсивны) к наблюдающимся в районах с океаническим экваториальным климатом. Существенные отличия от природных условий заключаются только в количестве атмосферных осадков.

Изменения, возникающие в процессе эксперимента. В самом начале опыта во внешнем виде обломков базальта нельзя было заметить никаких следов преобразования, хотя pH фильтрационных вод (6,5) указывал на начавшееся химическое изменение породы. Через некоторое время на границе атмосферной зоны и зоны колебания уровня грунтовых вод появилось скопление коричневато-желтоватого продукта, состоящего из тонких землистых частиц, количество которых со временем понемногу возрастало (фиг. 41). Однако значительного накопления этого вещества не происходило, так как часть его выносилась вместе с водой во время сливов фильтрата в нижнюю колбу, где осаждалась на боковых стенках. Этим, пожалуй, и ограничиваются макроскопические изменения материала, причем в отличие от всех предыдущих опытов не было отмечено никаких следов ожелезнения. В последние месяцы опыта как в верхней, так и в нижней зонах цилиндра на обломках базальта, а также в сливной трубке наблюдалось появление желатинообразной массы зеленоватого цвета, по всей вероятности водорослей группы Cyanophycees, для развития которых такая температура была, видимо, очень благоприятна.

В течение опыта отмечался вынос различных элементов, так как через некоторое время жидкость в нижней колбе стала слегка опалесцирующей и приобрела щелочную реакцию (pH 8,7—9,0). Опыт продолжался в течение 11 месяцев (325 дней). Происшедшие за это время изменения были вполне достаточными для изучения геохимии процессов изменения породы. Кроме того, вследствие постепенного накопления коричневато-желтоватых частиц в зоне выветривания и их постоянного выноса с фильтратом в колбе накопилось значительное количество землистого осадка (280 мг), который был подвергнут исследованию.

Минералогическая характеристика твердой остаточной фазы выветривания. Провести полное изучение процесса выветривания базальта в этом опыте было невозможно из-за очень малого размера обломков и отсутствия видимых простым глазом корочек выветривания. Изучение остаточной фазы, таким образом, ограничилось определением минерального состава коричневато-желтоватых продуктов, накопившихся на уровне выходного отверстия сифона. Изучение проводилось рентгеновским методом (после обработки пробы водой с O2 для разрушения колоний водорослей). Данные сравнивались с дифрактограммой порошка, полученного при взбалтывании обломков неизмененного базальта в аммиачной воде. Отмечено появление рефлекса 14,3 А, который увеличивался до 17,8 А после обработки образца глицеролем и сокращался до 10,2 А после прогревания при 400° С. Все это указывает на присутствие трехслойного разбухающего глинистого минерала из группы монтмориллонита.

Затем таким же образом был изучен коричневато-желтоватый порошок колбы-приемника. На диаграмме наблюдались следующие четкие рефлексы: 17,05 А (001) — 4,50 А (02,11)-2,57 А (20,13) и 1,517 А (06,33), указывающие на хорошо окристаллизованный глинистый материал (фиг. 42). Как и раньше, насыщение глицеролем и появление рефлекса 10А после нагревания подтвердили наличие глинистого разбухающего триоктаэдрического минерала. Это подтвердилось и данными термовесового метода: на кривой была отмечена потеря конституционной воды, начиная от 600° С (фиг. 43).

Таким образом, две пробы коричневато-желтоватого вещества оказались сходными по минеральному составу. Теперь можно было сделать химический анализ вещества, собранного в колбе-приемнике (280 мг), с тем чтобы получить представление о составе новообразованного глинистого минерала. После построения кривой термовесового анализа (фиг. 43) дегидратированный материал был подвергнут химическому исследованию (табл. 102).

Термовесовой метод по увеличению степени дегидратации от 200 до 600° C показал наличие аморфного геля. Кроме того, отмечалась потеря веса в 2% при температуре выше 600° С, что соответствовало потере гидроксилов глинистого минерала. На долю последнего приходится около 42% всего порошка. Ниже приведена схема расчета.

Используя все ионы FeII, FeIII и Mg для построения октаэдрического слоя теоретического стивенсита типа Si4O10MII2,7(OH)2CE0,6, получим сумму 40,8% для дегидратированного вещества, что составит 42,8% для вещества, содержащего кристаллизационную воду. Этот результат близко соответствует рассчитанному по термическому методу. С учетом всего вышесказанного весь алюминий вместе с остатком кремнезема и катионами оснований был использован для построения условной аморфной структуры полевошпатового типа. Полученные данные приведены в табл. 103.

В заключение следует подчеркнуть, что разложение базальта в эксперименте с пониженной температурой не сопровождалось выделением железа в форме окислов или гидроокислов, как это наблюдалось в предыдущих опытах. Напротив, создавалось впечатление, что двух- и трехвалентное железо, высвободившееся в процессе выветривания, немедленно объединялось с магнием, давая начало слоистому силикату разбухающего типа.

Таким образом, преобразование породы при нормальной температуре приводит к возникновению глинистых минералов типа 2:1 в самой верхней части зоны колебания уровня грунтовых вод. Ho эти новообразованные силикаты не сохраняются на месте образования, так как достаточно интенсивный экспериментальный дренаж вод механически увлекает вниз отдельные глинистые частицы в момент слива фильтрата. В этом опыте как бы моделируется явление почвенного выноса, т. е. перемещение глинистых частиц вглубь, которое наблюдается в природных условиях, когда проницаемые почвы подвергаются обильному дренажу.

Геохимическая характеристика фильтрата выветривания. Электронномикроскопическое изучение упаренного фильтрата, как и в прежних опытах, обнаружило скопление большого количества коллоидальных частиц глобулярного облика. Кроме того, кривая дегидратации сухого остатка фильтрата была сходна с кривыми предыдущих опытов (например, фиг. 40, кривая 3). Напротив, кривая ДТА отличалась от кривой сухого остатка фильтрата контрольного опыта T2 появлением двух экзотермических пиков при 350 и 490° С (фиг. 44). Все это указывало на существование различий в составе сухих остатков, что и подтвердилось данными по химическому составу фильтрата в целом, приведенными в табл. 104 и 105. Сравнение полученных результатов свидетельствует о том, что в данном опыте из базальта было вынесено 3390 мг вещества (в 1635 л воды), т. е. интенсивность выноса равнялась 0,6 мг/л, что в 4,7 раза меньше, чем интенсивность выноса в контрольном опыте T2 и в 3,2 раза меньше, чем в опыте с ограниченным дренажем. Создается впечатление, что повышенная температура представляет собой один из важнейших факторов (более важный, чем дренаж) в интенсификации процессов разложения пород.

Что касается динамики поведения основных компонентов породы, то здесь можно сделать следующие выводы:

1. Извлеченное из базальта железо почти полностью расходовалось на построение структуры слоистого силиката. Очень небольшая его часть подверглась выносу; возможно, определенную роль в выносе железа играло биохимическое действие водорослей. Следует подчеркнуть, что в данном случае впервые для опытов с чистой водой железо обнаруживало слабую подвижность.

2. Кремнезем и катионы оснований выносились постоянно, но соответственно в 4 и 3 раза слабее, чем в контрольном опыте T2 с повышенной температурой.

3. Алюминий претерпевал очень слабый вынос. Он выносился в 36 раз слабее, чем в опыте T2, и в 10 раз слабее, чем в опыте с ограниченным дренажем, где он, как мы уже видели, накапливался в твердой остаточной фазе в виде гиббсита. Даже в самом конце опыта не было отмечено образований свободного алюминия, да и вынос его был ничтожным.

Таким образом, понижение температуры вызывает ряд более или менее значительных изменений в процессе экспериментального выветривания базальта.

Значение полученных данных для почвоведения. Температурный фактор и аллитизация. С минералогической точки зрения экспериментальный процесс, проходивший при низкой температуре, претерпевал заметные изменения. Действительно, здесь отсутствовало выделение свободных гидроокислов железа, не возникало кристаллических гидроокислов алюминия, но зато у верхней границы экспериментального уровня грунтовых вод наблюдалось формирование триоктаэдрического разбухающего глинистого минерала. Разложение базальта в этом опыте не доходило до стадии образования гидроокислов (ферраллит), как это наблюдалось в предыдущих опытах, а останавливалось на стадии генерации глинистого минерала типа 2:1.

С геохимической точки зрения изменение типа выветривания в условиях пониженной температуры намечается не столь отчетливо. Конечно, железо и особенно алюминий почти не подвергаются выносу, но такое поведение характерно как для глинистого (сиаллитного), так и для аллитного выветривания.

Что же касается динамики поведения кремнезема и катионов оснований, то параметр L = SiO2/Основания = 2,8 (табл. 106) был ниже значения L, полученного в основном эксперименте (3,3). Это вполне закономерно, так как часть извлеченного из породы кремнезема оставалась на месте и шла на постройку структуры слоистого силиката. Ho значения L этого опыта все еще превышают значения параметра R (1,55), который является как бы теоретическим минимумом аллитизации. По нашему мнению, несмотря на отсутствие генерации минералов, характерных для процесса латеритизации (гидроокислы алюминия), явления, происходящие в этом опыте с пониженной температурой, еще находятся внутри предела геохимической эволюции ферраллитного типа. Если придерживаться этой гипотезы, то новообразованные глинистые минералы следует считать продуктами промежуточной, переходной стадии процесса ферраллитного выветривания.

Такая точка зрения нам кажется вполне обоснованной, так как подсчет «будущего» теоретического состава твердой остаточной фазы экспериментального выветривания с учетом масштаба выноса кремнезема, алюминия и железа в этом опыте (табл. 105) показывает, что к определенному моменту, когда весь первичный SiO2 будет вынесен, еще останется почти весь Al2O3 (85%) и Fe2O3 (97%) (табл. 107). А это означает, что геохимически изучаемый процесс относится к латеритному типу, так как по истечении определенного периода времени в составе твердой остаточной фазы выветривания будут содержаться лишь Al2O3 и железо, а весь кремнезем будет вынесен. С минералогической точки зрения глинистые минералы типа 2:1 представляют собой, по всей вероятности, переходную фазу и в конечном счете, в каком состоянии ни находился бы в данный момент SiO2, он должен быть постепенно полностью вынесен из зоны выветривания.

С другой стороны, в латеритных профилях неоднократно отмечалось наличие глинистого горизонта, сложенного сапонитом. Такие образования описаны на долеритах Гвианы, на габбро Бразилии; известны они на Мадагаскаре, личное сообщение Энена], на дунитах Гвинеи. Они встречаются в древних корах выветривания, изученных Гинзбургом, на базальтах, на серпентинитах. В этих профилях глинистый горизонт всегда находится ниже ферраллитного горизонта или даже близ контакта с выветрелой породой, т. е. в зоне гидролиза первичных минералов, где наблюдается локальное торможение выноса.

Таким образом, в результате описываемого опыта было установлено, что тропическая ферраллитная эволюция в определенных условиях может проходить через промежуточные стадии, характеризующиеся новообразованием разбухающих глинистых минералов типа 2:1 (стадия «юности» Меньена). Задача состоит в том, чтобы узнать, какие условия определяют прямое или косвенное выветривание основной породы в латерит.

Если мы сравним результаты, полученные в основном эксперименте и в опыте с уменьшенным дренажем (прямой переход базальта в ферраллитные образования), с данными опыта с пониженной температурой (с переходной глинистой стадией), то увидим (табл. 99 и 105) отчетливую диспропорцию между интенсивностями выноса в обоих случаях. Хотя вынос кремнезема и катионов, который в конечном счете определяет тип данного процесса выветривания, происходит в обоих опытах, в опыте с пониженной температурой (в абсолютных количествах) он совершается в 3—4 раза медленнее. В этих условиях менее подвижные кремнезем и в особенности магний обнаруживают тенденцию объединиться и образуют глинистый разбухающий минерал типа 2:1. Процесс идет в сильнощелочной среде в присутствии кальция и щелочей, которые здесь также менее подвижны.

Создается впечатление, что в этом последнем опыте процесс ферраллитного изменения определяется истинной интенсивностью выноса кремнезема и катионов оснований (а не относительными соотношениями различных элементов в инфильтрационной воде). В случае очень интенсивного выноса (например, основной эксперимент) выветривание приводит прямо к образованию ферраллита, в то время как в случае гораздо более слабого выноса (опыт с пониженной температурой) этот переход происходит через промежуточную фазу глинистых трехслойных минералов.

Температурный фактор и ожелезнение. Одна из характерных черт этого опыта — полное отсутствие проявлений ожелезнения, хотя теоретически окисление железа на воздухе всегда возможно. Окислительно-восстановительный потенциал системы 4Н+ + O2 + 4е <—> 2Н2O во всех случаях выше, чем системы FeIII + е <—> FeII.

Окисление, обычно требующее присутствия некоторого количества воды, всегда усиливается при повышении температуры. Известно, что скорость образования ржавчины в соленом растворе (3% NaCl) возрастает примерно на 5% с увеличением температуры на 1° (в пределах от 20 до 60° С) и что она достигает максимальной величины при 70° С. Что касается влияния содержания растворенного в воде кислорода, то оно тем слабее, чем выше температура.

Таким образом, создается впечатление, что температурный фактор играет ведущую роль в явлениях ожелезнения. Так, в ходе опыта при 20° С, в условиях, близких к природным, гидраты окислов железа не возникали, несмотря на достаточную влажность (20 мм) и содержание кислорода, в 3 раза превышающее содержание этого элемента в основном эксперименте. Как мы уже видели, данные статистического изучения климатических факторов приводили к выводу о том, что годовая изотерма 20° С является границей распространения процесса ожелезнения. Рассмотрим имеющийся фактический материал.

1. Попытаемся выделить в пределах тропической зоны, характеризующейся постоянным и обильным выпадением дождей и единым температурным режимом, районы, где бы постоянная температура не превышала 20° С. Найти такие районы нелегко, учитывая, что в тропической области средняя температура практически всегда выше 22° С, а часто даже выше 25° С. Необходимые нам температурные условия могут существовать только в районах с высокими абсолютными отметками. Например, в Антебб, Уганда, на высоте 1200 м годовое количество дождя составляет 1480 мм, а средняя температура равна 20° С. Известно, что в таких районах распространены каштановые тропические или даже каштановые латеритные почвы.

2. В тропических областях в отличие от умеренных зон субстрат накапливает такое большое количество тепла, что температура почвы обычно бывает выше температуры воздуха на 3—4° С. Нередко на глубине в почве средние температуры колеблются от 25 до 35° С. Скорее всего именно эти температуры, а не температуры воздуха играют непосредственную роль при процессах тропического выветривания и почвообразования.

Сравнение температурных условий опыта при 20° С с условиями, характерными для климатических зон тропиков как равнинных, так и горных районов (табл. 108), показывает, что при температуре 20° С генерации гидратов окислов железа не происходит. На основании этих данных можно предположить, что региональное развитие процессов ожелезнения в природе начинается только при температурах выше 20° С.
Заключение. Для районов с интенсивным действием гидродинамического фактора понижение температуры, по-видимому, не меняет основного направления развития процесса (аллитизация). Тем не менее оно приводит к очень заметному уменьшению интенсивности выноса, что обусловливает возникновение глинистых минералов, которые можно рассматривать как переходную фазу определенного этапа процесса разложения.

При понижении температуры изменяется поведение железа, которое при 20° С не образует гидратов окислов в массе твердой остаточной фазы выветривания. Таким образом, этот температурный предел ограничивает развитие процессов тропического ожелезнения.

Данные вышеописанного опыта показывают, что при процессах выветривания и почвообразования изменение температуры влияет на ожелезнение пород в большей степени, чем на их аллитное изменение. А это в свою очередь объясняет тот факт, что в природе тропические железистые почвы (т. е. ожелезнение без аллитизации) встречаются в сухих тропических районах, а бурые латеритные почвы наблюдаются только в более влажных районах тропиков, там, где преобладают процессы ферраллитизации.