V‘ бейделлит -* и далее, как в п. 2, 2а и 3.

Пироксены и амфиболы при выветривании превращаются в низко­температурные хлориты, бейделлиты, монтмориллониты и другие маг­незиально-железистые филлосиликаты.

Изменение минерального состава гнейса при выветривании в массовых долях (по Гольдичу, из Н.В.Логвиненко, 1984, с. 22.)

Минералы	Гнейс	Элювиальная глина
		первая стадия	вторая стадия
	Минералы легкой фракции
Кварц	30,0	35,0	40,0
Калиевые	29,0	31,0	18,0
полевые шпаты
Плагиоклазы	40,0	4,0	1,0
	Минералы тяжелой фракции
Алланит	0,06	—	—
Ортит	1,91	0,04	следы
Биотит	76,98	18,55	0,70
Ильменит	2,27	—	—
Лейкоксен	0,11	—	—
Лимонит	0,01	79,73	98,34
Магнетит	5,65	—	—
Коллофанит	—	0,33	—
Пирит	0,05	0,07	следы
Роговая обманка	9,84	0,13	—
Сидерит	—	0,28	0,05
Титанит	0,49	—	—
Хлорит	присутствует	присутствует	присутствует
Циркон	0,43	0,74	0,76
Эпидот	2,24	0,09	0,14

При достаточной энергии выветривания происходит дальнейшее раз­ложение глинистых минералов с высвобождением окислов глинозема в ви­де бокситовых минералов, железа в виде гидратированных окислов и кремнезема в виде опала. Например, каолинит расщепляется по схеме: Al4(Si4Oi0>(OH)8 - 2<А1₂0з-Н₂0) + 4(Si0₂*0,5H₂0), или Al₂0₃-2Si0₂- •2Н₂0 = А120з*Н₂0 (бёмит) +2(Si0₂’0,5H₂0) (опал).

Бёмит, присоединяя воду, превращается в щдраргиллит, или гиббсит: Al203*2Si02'2H₂0 + 2Н₂0 = А120з*ЗН₂0 (гидраргиллит) + 2(Si0₂* •0,5Н20), или, точнее, А1₂0з’28Ю₂*2Н20 + лН₂0 - А1₂0з*ЗН₂0 +

+2(Si0₂-£^-H₂0).

При выветривании в целом происходит приращение объема и массы вещества (до 3-7%), что частично следует и из табл. 3.1. Добавочное ве­щество берется из гидро- и атмосферы.

В пустынях, хотя и получающих много солнечного тепла, недостаток влаги приводит к затуханию химического выветривания, которое здесь не развито или вырождается в образование пленки (до 1-2 см) железо­марганцевых окисных минералов пустынного загара — генетический аналог железных панцирей. Более мощны кремневые (силькреты), кар­бонатные (калькреты) и соляные (гипсовые, галитовые) панцири. Пре­образования силикатов совершаются лишь в минералогическом масшта­бе — в почвах формируются монтмориллонитовые и другие смектито- вые, а также магнезиальные (палыгорскиты, или аттапульгиты, и сепио- литы) глинистые минералы, документирующие щелочную реакцию сре­ды — почвенных растворов.

Вулканический элювий рассмотрен ниже (см. 3.2.2).

Субаэральное выветривание поставляет в пути миграции основную массу обломочных компонентов, коллоидных и ионных растворов, из ко­торых в путях миграции и в конечных водоемах стока формируются осадки — будущие осадочные породы. Остающаяся на месте меньшая по объему часть продуктов выветривания не является осадками и поэтому может называться более общим термином — образования. Генетически это элювий, т.е. топографически неперемещенные продукты выветрива­ния. Его телесным выражением является кора выветривания — слой (пласт, горизонт) или многослой и формация.

2. Подводное выветривание. О подводном выветривании знали еще в XIX в. (Гюмбель, 1886, 1888; Глинка, 1896) и типичным его продук­том считали, например, глауконит, однако под влиянием химического и чисто литогенетического подхода, особенно после работ Н.М. Страхова, его стали замалчивать, а соответствующие изменения — включать в стадию диагенеза. Это грубая ошибка, так как в одной зоне объединяются резко различные в историко-геологическом отношении стадии, принадлежащие к разным мирам — экзогенному и эндогенному. Граница между ними — са­мый важный раздел в вертикальном профиле Земли (Фролов, 1981, 1984). По обе стороны от него развитие вещества идет в разных направлениях. И в информативном отношении они резко различаются: вещество выше этой границы — документ седиментогенеза и зоны осадконакопления, а также входящих в нее субзон — гидро-, атмо- и биосферы, а вещества ниже границы — документ эндогенных условий, несмотря на то что в самом начале многие стороны вещества (осадков и пород) еще несут большую информацию о зоне осадкообразования, правда часто в извра­щенном виде (например, резко восстановительный характер диагенеза никак не означает такой же реакции зоны сингенеза и наддонной воды).

Несмотря на резкое различие сред — воздушной и водной, — процес­сы выветривания, его агенты, факторы, продукты и типы во многом ана­логичны (см. 3.2.1). Различия состоят в литотипах и соотношениях ти­пов, их относительном развитии и масштабах. Под водой мощность раз­валов каменистых не превышает 1-1,5 м (на суше до 50-60 м), и развива­ются они главным образом на известковых осадках, а также на вулкани­ческих лавовых потоках, реже на фосфоритах, силицитах, кластолитах. 138

Но чисто механический элювий — горизонты конденсации, или пер- лювий, — под водой развит несравнимо больше, его накопления достига­ют мощности десятков метров (пласт фосфоритов такого генезиса в Дже- бель Онк, на востоке Алжира, достигает 17 м), многие руды (помимо фосфоритов сидериты, россыпи, некоторые железомарганцевые конкре­ции, оолитовые железные и марганцевые руды и др.) формируются именно в результате сгружения при перемывании на месте, т.е. при вы­мывании (волнением, течениями) тонких или легких частиц. Глаукони­товые горизонты, сгруженные раковинные или костяные слои, валунные мостовые — примеры нерудных литотипов перлювия, имеющие большое геологическое.значение. По ним можно установить перемывы, переры­вы, оценить их масштаб и длительность, динамику воды у дна, его глу­бину и другие параметры водоемов и палеогеографии.

Аналог почв — горизонты ихнитолитов, или биотурбитов, — под водой также развит значительно сильнее: мощность горизонтов — метры и десятки метров, например писчий мел (до 90 м) нацело пропущен че­рез кишечник илоедов (Янин, 1983). Таким образом, формация писчего мела вторично биоэлювиальная, т.е. является биотурбитом. Новые ком­поненты для осадков этим процессом практически не создаются.

Панцири под водой, или твердое дно, хотя и не достигают мощности, какую они имеют в субаэральных корах выветривания, но разнообраз­ны: известковые, доломитовые, железомарганцевые, фосфоритовые и даже пиритовые в обстановках типа Черного моря.

Собственно химический элювий, который отвечает термину гальми- ролитит (от гальмиролиза, по К. Гуммелю; греч. “гальмирос” — соле­ный “лизисиз” — растворять), под водой может быть более разнообра­зен, чем на суше, и также выходит на формационный уровень, хотя мощность по сравнению с единственной на суше элювиальной форма­цией — латеритных кор выветривания — меньшая. Таковой является формация красных пелагических глин, распространенная на площадях, превышающих континенты и накапливавшихся в течение 5-15 млн лет, т. е. полноценная геологическая формация, несмотря на свою малую (5- 15 м) мощность. Это свидетельствует о самой малой (около 1 м за 1 млн лет) скорости осадконакопления, фактически — о перерыве в осадкона- коплении. Поэтому дно на протяжении геологических веков подвержено влиянию наддонной морской воды, т.е. осадки выветриваются.

В комплексе химических и физических процессов преобразования осадков доминирует растворение карбонатов ниже критической для них глубины (свыше 4500 м), и красная глина — фактически терра-росса, или нерастворимый остаток пелагических глобигериново-кокколитовых илов. Растворяются и кремневые скелеты диатомей, радиолярий и сили- кофлагеллят. Остаются самые стойкие силикатные (вулканические, тер- ригенные, в том числе и эоловые) и биогенные (зубы акул, слуховые кос­точки китов — отолиты и др.) компоненты, среди которых заметны и космические шарики. Главная часть глин — тончайшие (< 0,001 мм) че­шуйки монтмориллонита, иллита и хлорита, а также цеолиты филлип- сит и др. Так что помимо растворения при формировании красной глины происходит трансформация глинистых минералов, вулканического стек­ла, синтез новых глинистых, цеолитовых и окисных минералов, окисле­ние, перераспределение вещества, в частности перемещение соединений железа, марганца, меди вверх, к разделу осадок — вода, и вынос из осад­ков карбонатов, кремнезема, рудных и других элементов. Таким обра­зом, не только суша, но и океанское и морское дно — источник питания осадочным материалом гидросферы и биосферы.

Другими литотипами гальмиролититов являются глауконититы, ша- мозититы (Глауконит ..., 1971; Лисицына и др., 1974; Муравьев, 1983; Николаева, 1977), фосфориты, железомарганцевые конкреции и корки (Батурин, 1986; Железо ..., 1976; Скорнякова, 1976, 1986, 1989; и др.), монтмориллонитовые глины по пепловым туфам и гиалокластитам, цео­литы по туфам и т.д. (Фролов, 1981, 1984; Харин, 1978).

Образование сфероагрегатных — оолитовых, бобовых, желваковых, конкреционных — рудных, силикатных и фосфатных пород в сингенезе, т.е. как гальмиролититов, проходит в две стадии: 1) стягивание к цент­рам рассеянного вещества, происходящее в условиях открытой системы или на геохимическом окислительно-восстановительном барьере, по ти­пу образования болотных железных руд, и 2) перемыв осадка, вынос тонкого и легкого нерудного его компонента и конденсация сфероагрега- тов и конкреций на месте.

Более подробно образование этих пород рассмотрено в соответствую­щих главах систематической части (см. ч. II).