Геохімія гірських ландшафтів

Місцевим ландшафтом Б.Б. Полинов називав сукупність елементарних ландшафтів, властивих певному геоморфологічному елементу - вододілу, схилу, терасі і т.д. Поєднання місцевих ландшафтів утворюють, по Б.Б. Полинову, ландшафтні ланки, вузли, ланцюги та мережі. Більш докладно це питання розбирається в роботі М.А. Глазовской (1964).

У кінця льодовика бічні морени зливаються в одну кінцеву морену, облямовують кінець льодовика дугоподібною моренною грядою, зверненої ви пуклостью вниз по долині. У кінцевому басейні льодовика всі рухомі морени (внутрішні, бічні і серединні) з'єднуються, покриваючи весь кінець льодовика суцільним моренним чохлом. Досить великий елементарний ландшафт-берегові морени, - як правило, формується по обидва бортах долинних льодовиків. Утворення берегових морен пов'язано з пониженням поверхні льодовика внаслідок абляції, коли потужність тонша поверхневих (бокових) морен витікають з товстішого льоду і відкладаються на схилах. У субнівальному поясі на берегових моренах зустрічаються малопотужний (5-10 см) щебенистий грунт.

Малі льодовики розділяються на три групи:

1) льодовики, повністю заміщають цирк, з язиком, що виходять за його межі. Це досить великі льодовики, що сформувалися на затінених схилах хребтів. Серед них широко розвинені висячі леаніки, розсічені тріщинами;

2) льодовики, менші за розмірами, також заповнюють цирк цілком, але не мають язик, набувають форму того цирку чи кара, в якому вони залягають;

3) льодовики, що займають частину цирку. Для них характерні поступальні рухи і поступове повне відмирання. У межах досліджених територій вони розвинені на схилах південної експозиції. Між цими трьома групами існує тісна залежність в часі. Всі вони безперервно скорочуються, але перебувають на рівній стадії розвитку. На відміну від долинних активний вплив на рельєф карових і висячих льодовиків обмежена. Всі льодовики знаходяться в стані безперервного скорочення. З інших дрібних елементарних ландшафтів, утворення яких пов'язано з льодовикової діяльністю, відзначимо карові щаблі, карлінги, ригелі і баранячі лоби - згладжені льодовиком виступи корінних порід на схилах.

3.1.2 Термічний режим, тепловий баланс і динаміка льодовиків і сніжників

Кавказу вивчалися гляціологи, географами і кліматологами. Існує велика література з цих питань, проте найбільш повно узагальнена в роботах С.В. Калесніка (1963), Г.К. Тушінского (1963) і А.П. Волошіной (1966).

Надходження сонячної радіації на поверхню льодовика залежить в основному від умов утворення хмар, прозорості атмосфери і рельєфу, але в значно меншій мірі від абсолютної висоти місцевості. Денна сумарна радіація 714-844 кал / смІ. Величину поглинається діяльним шаром льодовика сонячної радіації визначається надходженням сумарної радіації і величиною альбедо. Порівнюючи ці величини, А.П. Волошіна дійшла висновку, що земна поверхня отримує в 1,5-2 рази більше сонячного тепла, ніж поверхня льодовика (при величинах альбедо від 0,3 до 0,7). Підсумкової характеристикою радіаційного режиму є радіаційний баланс, який представляє суму всіх радіаційних пострумів, що надходять на діяльну поверхню льодовика і йдуть з неї (табл.6-7). В області абляції для відкритої поверхні льоду абсолютна величина радіаційного балансу складає 350 - 500 кал / смІ на добу, а загальний приплив тепла до поверхні льодовиків близько 300 кал / смІ добу. Кількість опадів, що випадають переважно у вигляді снігу і крижаної крупи, не перевищує 1000 мм на рік, причому частина цих опадів відразу ж випаровується або тане в літній період, так як температура повітря над льодовиком (2 м від поверхні) досягає +12-13 ° С (у середньому +10 °).

3.1.3 Геохімічна характеристика льоду

За допомогою польовий хімічної лабораторії були проведені експериментальні визначення хімічних властивостей льоду. Ділянка роботи представляв глибовий крижаний обрив висотою до 25-30 м, розсічений тріщинами, виконаними уламками кристалічних порід - від дрібного щебеню до величезних валунів діаметром до 5 - 10 м. Поверхня льодовика покрита суцільним моренним чохлом і щільним зернистим фірном, що містить велику кількість вмерзлих уламків порід (внутрішня морена). У результаті інтенсивного танення і повсюдного відступу льодовиків (50 м на рік) уламки порід, укладені у крижаній масі льодовика і на його поверхні, знаходяться в постійному русі. На очах дослідників, протягом дня величезні валуни, що скачуються з поверхні льодовика, скидували великі маси льоду і, потрапляючи в тріщини, розколюють основне тіло льодовика на окремі крижини, а більш крихкі уламки порід слідом за великими спрямовувалися в отвори тріщини і таким чином ізолювали відколоті маси льоду. Виникав так званий мертвий лід, позбавлений живлення від головного льодовика і приречений з часом на повне зникнення. У геохімічні проби льоду з нижньої частини крижаного масиву відбирався лише чистий блакитний лід, позбавлений видимих механічних домішок. Забруднений фірн і лід у верхній частині, утримуючи безліч уламків моренного матеріалу, не випробуваний. Крім твердого льоду, досліджений талий лід і ріка, яка випливає з-під льодовика. Безпосередньо на льодовику визначали газовий склад льоду, величину Рі, зміст карбонат-і гідрокарбонат-іонів, двох-і тривалентне залізо. Середні значення цих компонентів обчислено за результатами 5-6 визначень кожного з станів льоду - твердого, що плавиться і льодовикової води в гроті. На лабораторний хімічний аналіз відібрані складні проби льоду і льодовикової води об'ємомІ л, по 4 поліетиленових пляшки в кожній пробі. З Метою контролю і кращого усереднення отриманих даних кожна із складових проб аналізувалася окремо.

Вільний кисень. Про зміст кисню у водах високогірних ландшафтів і в льодовиках якісно можна судити за кольором осаду - гідрату окису марганцю, який утворюється в лужному середовищі при окисленні гідрату закису марганцю киснем. Збільшення оранжевого забарвлення розчину, як правило, пропорційно збільшує кількість кисню у водному джерелі або в льоду.

Карбонат і гідрокарбонат-іони. Визначення цих важливих іонів у полі не викликає ніяких ускладнень. Повторне визначення СО₂ - і НСО₂ в стаціонарній лабораторії показало хорошу збіжність результатів польових і лабораторних аналізів. Аналізи на карбонат і гідрокарбонат-іони є нескладними і їх доцільно проводити в полі.

Дво-і тривалентне залізо. У польових дослідженнях застосована методика визначення Fe₂+ і Fe₃+, заснована на кольорометруванні кольорових реакцій сполук цих іонів в циліндрах Генера з реактивом а, а *-дипіридилом. За допомогою цих циліндрів можна визначати десяті й соті частки міліграмів на літри іонів заліза. У порівнянні з колориметричними пробірками при застосування циліндрів Генера має безсумнівні переваги: не потрібно щоразу готувати ряд стандартних розчинів - використовується лише один стандартний розчин, необхідна концентрація якого досягається зменшенням або збільшенням стовпа рідини в циліндрі. Щоб збільшити чутливість методу, проведена серія досвідчених робіт у полі, в результаті яких вдалося збільшити граничний мінімум відкриття заліза в розчинах до 0,01 мг / л.

Концентрація водневих іонів (pH) і окислювально-відновлювальний потенціал (Eh). Визначення цих показників у польових умовах пов'язано з серйозними труднощами. При скельних маршрутах важко зберегти польовий потенціометр в стійкому стані, так як прилад зазнає значного струсу. Позначається також інтенсивна сонячна радіація, особливо на льодовиках, в прильодовикової зоні: сильне теплове нагрівання прибору, що виникають струми наведення і самоіндукції порушують режим роботи каломельного і скляного електродів, а встановлення постійного режиму вимагає тривалого часу. Будь-який найменший вплив на скляний електрод (піщинки і суспензії в розчині) відображається на точності результатів. До цього потрібно додави різкі перепади атмосферного тиску на різних висотах (200-250 мм рт.ст.), велику різницю температур води та повітря (15-25 °) і багато інших специфічних умови високогір'я. Оскільки не вдається позбутися впливу всіх цих перешкод (хоча на рівнині потенціометр працює задовільно), результати вимірювань Еh і pH потенціометром виявляються незадовільними. Щодо точні відтворювання величини pH отримані за допомогою універсального індикатора; перед кожним маршрутом готуються свіжі розчини реактиву. У лабораторних умовах хімічним аналізом визначалися: кальцій, магній, сульфат-іон, хлор, гідрокарбонат і карбонат, амоній, нітрит, нітрат, цинк, мідь. Натрій і калій визначені на полум'яному фотометрі.

Концентрація водневих іонів та газовий склад льоду. Багаторазові заміри величини ph чистого твердого льоду, котрі показали, що реакція льоду кисла (а не нейтральна, як це іноді вважається) і величина pH становить 5,4-5,8 (у середньому pH льоду = 5,5), дозволили виділити льодовики в кислий клас геохимічних ландшафтів. Кислу реакцію льоду, мабуть, можна пояснити відсутністю нейтралізаторів вільної вуглекислоти, вміст якої відносно інших компонентів досить високий (8,7 мг / л). Реакція талого льоду залишається слабокислою. І лише при зіткненні льодовикової води з уламками гірських порід відбувається нейтралізація розчину катіонами, pH досягає величини 6,9-7,1 (у середньому pH "7,0). З усіх природних тіл ландшафту (виключаючи атмосферу) льодовики - найбільш кисневовмісні тіла, концентрація вільного кисню 15 мг / л. Про "кисневу подушку", укладену в льодовик і сніговий покрив, вказував ще В. І. Вернадський. Льодовики забезпечують і безперервно підтримують пануючу в нівальних ландшафтах окислювальну обстановку міграції. Кристалічна структура льоду найкращим чином пристосована до утримання великих кількостей кисню та інших газів. Кількість структурних порожнин (пустот) у тетраедричній структурі льоду становить 50%. Порожнечі заповнені киснем, двоокисом вуглецю і, вірогідно, азотом та інертними газами. Питання про вплив льодовиків і сніжників на кругообіг газів в природі ше не вивчений, але він таїть багато цікавого. Вільний кисень заповнює як дрібні, так і великі струк-турни порожнин льоду. В останніх він знаходиться в бульбашках повітря, затиснених льодом, і видимих простим оком. При таненні льоду частина великих бульбашок газу вивільняється - до 6 мг / л. Між вмістом органічної речовини і вільним киснем намічається закономірний зв'язок. Найбільша кількість органічної речовини зосереджено в льодовику, але талому лоді та льодовиковій воді річки, яка витікає з-під льодовика, окислення різко знижується. Зменшується і зміст О₂.Звідси слідує, що частина кисню льоду при підвищенні температури витрачається на окислення органічної речовини. Зміст вільного двоокису вуглецю при плавленні льоду не змінюється. Це говорить про те, що обсяги СО₂ укладені в дрібних структурних порожнечах льоду, вихід з яких, порівняно з великими порожнинами, утруднений. Вільна вуглекислота і частина кисню, пронизуючи всю крижану масу, укріплюють, стабілізують мереживну кристалічну структуру льоду. Льодовикові води зберігають ту ж кількість СО₂, яке міститься в льоді (8-9 мг / л). У грунтових розчинах альпійських і лісових ландшафтів вільний СО₂ збільшується до 17,4-32 мг / л.

3.1.4 Хімічний склад льоду

Важлива низька мінералізація льоду, особливо талого, і значні розбіжності між величиною сухого залишку і загальної концентрацією розчинених речовин (див. табл. 8). Останнє можна віднести, мабуть, лише до помилок у визначенні сухого залишку, які сильно зростають при такій малій мінералізації. Загальну мінералізацію льоду правильніше оцінювати за загальної концентрації розчинених речовин, рівної 7-22 мг / л. Переважання в складі льоду серед катіонов натрію і калію, при підлеглому значенні кальцію і магнію, пояснюється привносом хлористих солей океанськими повітряними масами і накопиченням їх на льодовиках і сніжниках Головного Кавказького хребта. Льодовикові води, дотичні з рихлим крижаним матеріалом, швидко збагачуються кальцієм і магнієм. Вже на відстані 200-250 м від кінця льодовика води мають гідрокарбонатно-кальцієвий склад. Роль калію, а тим більше натрію різко зменшується. Калій абсорбується глинистою фракцією пухких відкладів і інтенсивно поглинається живою речовиною в нижче розташованих альпійських і лісових ландшафтах. Велике значення в хімізмі льоду має органічна речовина. Тут збільшується вміст амонію, нітрату, підвищена окислюваність, що абсолютно не характерно для прісних вод нівальних ландшафтів. Серед аніонів переважають гідрокарбонат і хлор; на частку сульфату доводиться не більше 3-17% мг-екв / л. Кремнезем також не грає помітної ролі - зміст його в льоді в середньому не вище 0,5 мг / л.

Мікроелементний склад льоду. Сухий залишок об'єднаних проб льоду * і льодовикової води був підданий наближено-кількісному спектральному аналізу на широке коло елементів (50 хімічних елементів).З 50 елементів, що визначаються в сухому залишку льоду було виявлено всього 5: залізо, марганець, титан, мідь і берилій, а з макроелементів - кремній, алюміній, кальцій, магній і натрій, які наведені лише для орієнтовного уявлення про якісний елементарний склад сухого залишку льоду.

3.2 Сніжники

Скупчення снігу, що зберігаються протягом теплого періоду року, після повного зникнення нормального снігового покриву, - відіграють велику роль у утворенні специфічних елементів елементарних ландшафтів і генетичних типів пухких відкладень. Сніжники, що лежить на схилі, - зазначає Г.К. Тушінский. - здійснюють незначну роботу на перший погляд, проте з часом на місці, де лежав сніг, утворюється зародкова форма кара. Таким чином вони є першостворювачами льодовикових форм рельєфу. Сніжники в горах Кавказу в більшості випадків відносяться до лавинним. Густота їх поширення тісно пов'язана з поширення лавин в окремих високогірних районів. Під сніжинками навіть навесні утворюються горизонти сезонної мерзлоти. Взимку потужний сніговий покрив ізолює гори від промерзання, але з настанням весни залишки промерзлого фірнового снігу втрачають теплоізоляційні якості і грунт вільно замерзає. Наприкінці весни і влітку талі води по периферії сніжника розморожують шар мерзлотних пухких відкладів. Повсюдно спостерігаються процеси солифлюкації, спуск пухкої маси вниз по схилу. Найбільша геохімічна роль сніжников пов'язана з утворенням нівального мілкозема. Багаторазові коливання температури грунту, поява снігової води та її замерзання роздрібнюють підстилаючі гірські породи. Утворений нівальний мілкозем виноситься з-під сніжника цівками талої води. Разом повільно пливе вниз по ухилу соліфлюкційні маси, що захоплюють більші уламки порід, в результаті чого в руслах гірських струмків, що виникають від танення сніжників, залишається тонкопіщаний пухкий матеріал, добре відсортований і звільнений від великих уламків. Геохімічне вплив сніжників на виникнення нівального мілкозему і міграцію хімічних елементів у високогір'ях можна порівняти з діяльністю живої речовини (накипних лишайнимиків). Обидва процеси протікають нерозривно, і сумарний ефект фізичного і хімічного руйнування кристалічних порід являється результатом їх взаємодії. Мінералізація сніжників і снігової води змінюється в межах 22-50 мг / л (табл. 10). Мінімум мінералізації припадає на води льодовикових озер і чисті сніжники. У струмках, що харчуються сніжниками, мінералізація підвищується. Це пояснюється переходом частини легкорозчинних солей в розчин при взаємодії снігової води з нівальним мілкоземом. Величина pH; в більшості випадків залишається кислою, при зіткненні снігової води з пухкими відкладеннями підвищується до 6,1-6,8, що приблизно відповідає величині pH плавкого льоду. Серед катіонів поряд з кальцієм помітну роль відіграє натрій. Магній, як правило, має підпорядковане значення; або зовсім не виявляється аналізом, або присутній в малих кількостях (0,09-1,8 мг / л). Стійко переважає гідрокарбонат-іон. Вмісту хлору і сульфату в середовищі рівні 2-4 мг / л, але в деяких пробах сульфат-іон аналізом не виявляється. Мікроелементний склад сніжників, як і льодовиків, дуже бідний; найменше мікроелементів міститься в чистому талому сніжнику.

3.3 Вплив льодовиків і сніжників на міграцію хімічних елементів

Щоб оцінити вплив льодовиків і сніжників на міграцію хімічних елементів у високогірних ландшафтах, необхідно розглядати вплив цих природних тіл в широкому сенсі, не обмежуючись хімізмом самого льоду і снігу. Льодовики і сніжники докорінно змінюють структуру високогірних областей, що особливо виразно відбивається на ландшафтно-геохімічних картах високогірних районів. Великі долинні льодовики, що опускаються до субальпійського та лісового поясів, різко змінюють термічний режим місцевості. В результаті з вертикаль ного профілю геохімічних ландшафтів випадають альпійські і суб-альпійські пояси, їх витісняють нівальниє і субнівального. Змінюється тип біологічного кругообігу хімічних елементів і разом з ним всі інші геохімічні властивості ландшафтів, що визначається водною, фізичною та повітряною міграцією речовини. Рельєфоутворюючих роль льодовиків і сніжників величезна. У ви-сокогірних областях з діяльністю льодовиків пов'язано специфічне утворення елементарних ландшафтів та їх сукупностей - геохімічних ландшафтів. Релікти колишньої геологічної історії різних фаз заледеніння виражаються в накопиченні древніх моренних відкладень, в повсюдно розвиненій трогової форми річковій долині і великій кількості древніх карів і льодовикових цирків. Результати всієї попередньої геологічної діяльності льодовиків безпосередньо позначаються на сучасній міграції хімічних елементів.

Міграція речовини при вітровому перенесення снігу. Часті осінньо-зимові і весняні заметілі у високогір'ях сприяють переміщенню великих мас снігу. Цей 'вітровий' сніг накопичуються на фірнових полях льодовиків і великих гірських масивах. На Ельбрусі приріст снігу на фірнових полях за рахунок накопичення твердих опадів з листопада 1958 по травень 1959 склав 164 см (656 мм шару води, з урахуванням щільності снігу). Інша частина снігу неслася вітрами в період хуртовин. Заміри метелеміром показують, що над фірновим полем у приземному двометровому шарі за зиму переноситься 23 000 м снігу через 1 км перерізу, перпендикулярного напрямку вітру. На 1 км горизонтального фірнового поля накопичується 9,6 т снігу. Отже, вітрове перенесення снігових мас в 2300 разів більше, ніж нагромадження (Тушинський, 1963). За визначеннями Назарова, в 1 л снігової води міститься від 10 до 30 мг твердих мінеральних речовин (оцінено за величиною сухого залишку снігу). Це в середньому відповідає вмісту міральних речовин - 20 г / т. Таким чином, в результаті заметільного перенесення снігу в надземному двометровому шарі повітря мігрує 460 000 г (приблизно 0,5 т) мінеральних речовин. При детальному геохімічному вивченні високогір'я з ефектом геохімічного впливу вітрового перенесення снігу на міграці. речовини в нівальних і альпійських ландшафтах доведеться рахуватися. Загальна маса законсервованих мінеральних речовин в льодовиках і сніжниках досягає значної цифри - 2,5 млн. т. В даний час всі льодовики Центрального Кавказу знаходяться у стадії танення. Тому льодовиковий стік значно вище, ніж нагромадження льоду і снігу.

3.4 Геохімічні бар'єри

Однією з примітних форм впливу льодовиків на хід геохімічних процесів у ландшафті є утворення геохим чних бар'єрів, тобто ділянок, в яких на короткій відстані спостерігається різка зміна умов міграції (Перельман, 1961,1965), часто викликає концентрацію хімічних елементів. Відомо кілька класів фізико-хімічних бар'єрів зони гілергенеза - кисневий, відновлювальний сірководневий, сульфатний, карбонатний, лужний, кислий і ін.. З них у високогірних ландшафтах Центрального Кавказу найбільш поширений лише клас кисневих геохімічних бар'єрів, що розвивається на ділянках різкої зміни відновлювальних умов окислювальними. Стародавні моренні накопичення представлені неокатаннимі уламками (світло-сірими двуслюдяними гранітами і мігматитами), серед яких зустрічаються окремі брили, діаметром до 1-3 м, древніх кристалічних сланців і гнейсів. Вони покриті сосновим лісом, який у краю морени переходить в змішаний сосново-березовий, а в заплаві річки - в березовий. На загальні площі близько 1000 мІ розкриваються три групи джерел підземних вод. У місцях виходу вод на денну поверхню випадають бурі, помаранчеві і яскраво-червоні охри заліза. Розглянута група джерел, що виходять безпосередньо в місці сполучення древньої морени льодовика і заплави річки. Інші групи джерел 'бар'єрних' вод виходять у русла річки. Температури води всіх джерел 4+ С. Вихід вод відзначений слабкою заболоченістю. Хімічний і газовий склад вод визначався як в місцях відсутності випотів заліза, так і на ділянках з великою кількістю охр (з відстанню всього 1-3 м). Хімічний склад джерел підземних вод, що виходять з давньої морени на ділянці кисневого геохімічного бар'єру залишається практично постійним. Загальна сума розчинених мінеральних речовин не перевищує 206,5 мг / л.

Води гідрокарбонатно-калишевого складу, вміст основних катіонів та аніонів типово для вод лісових ландшафтів, і суспільних відхилень від фонових значень не спостерігається. Прямий зв'язок хімічного складу води джерел з вище розташованим льодовиком встановлюється з утримання таких іонів, як хлор, амоній і калій. Зауважимо на підвищення вмісту хлору до 10 мг / л, що абсолютно не характерно для вод альпійських і лісових ландшафтів. Ясно, що накопичення хлору пов'язано з таненням льодовикових і снігових вод, фільтрованими в стародавні моренні відкладення. Калій, зазвичай не виявляється у водах лісових ландшафтів, інтенсивно вилучається з розчину живою речовиною. Але в переважній більшості у складі льодовиків і сніжників калій присутній, і це відбивається в хімічному складі льодовикових вод, що виходять на ділянці геохімічного бар'єру. Вміст іона NН 4+, також близький до вмісту амонію в льодовиках. За результатами лабораторного хімічного аналізу вод не можна повністю визначити природу геохімічних процесів - навіть досить ретельно лабораторним аналізом бар'єр 'не реєструється'. Принциповий механізм утворення кисневих геохімічних бар'єрів і сутність геохімічних процесів, що призводять до виникнення цього класу фізико-хімічних бар'єрів, розкриваються лише в результаті польових хімічних аналізів газової складової природних вод разом з визначенням двох * - і тривалентного заліза. Вміст вільного кисню на ділянці геохімічного бар'єру змінюється від 0,87 до 3,5 мг /л.

У тісному зв'язку із зміною кисню знаходиться зміна двох-і тривалентного заліза. Кількість двовалентного заліза в розчині зменшується при вмісті вільного кисню до 2,1 мг / л і більше, що очевидно, достатньо, щоб окислити залізо до тривалентного. Потім, при збільшенні вільного кисню до 3 мг / л і більше, частина тривалентного заліза при досягненні межі розчинності випадає в осад у формі гідроксиду. Таким чином, льодовикові води, циркулюючі під древніми моренними відкладеннями, характеризуються відновленим середовищем, що підтверджується низьким вмістом вільного кисню. Ясно, що ще до місця свого виходу на денну поверхню ці води в зоні аерації частково насичуються киснем. При цьому велике значення мають місцеві умови виходу вод на поверхность. Там, де зберігається більш сприятлива умова для їх 'закупорки', аж до місця виходу на поверхню, вільного кисню міститься дуже мало, а кількість двухвалентеного заліза, навпаки, велике. Наведені аналізи дозволяють відтворити обстановку, що характерна для міграції двовалентного заліза. На території, поблизу Ельбрусу, ми стикаємося з тим різновидом кисневих геохімічних бар'єрів, коли на поверхню виходять глеєві біокисневі і безсірководневі води. При зіткненні з киснем повітря відбуваються епігенетичні процеси озалізнення за рахунок випадання гідроксиду заліза. Відомо, що при цих процесах можливо і омарганцевення, але в даному випадку окислювально-відновний потенціал ще недостатній для перекладу марганцю з двовалентної форми в чотиривалентний. Тому двовалентний марганець зберігає рухливість, знаходиться в розчині і виноситься за межі геохімічного бар'єру, доказом чому служать високі вмісти марганцю в сухих залишках вод, до 7 * 102 вагу. % .Частина марганцю разом з іншими мікроелементами витягується з розчину при осадженні гідроксиду заліза. На ділянці геохімічного бар'єру концентруються також хром, кобальт, ванадій, мідь, цинк, скандій, нікель. Отже, в древніх моренних відкладеннях льодовика створюється сприятливі умови для утворення глейових середовищ міграції. Утворенню глєєвих вод при їх уповільненому русі сприяє надзвичайно слабка розвиненість процесів окислення в моренних відкладах. Таким чином, в древніх моренних відкладеннях багатьох великих льодовиків досі зберігаються сприятливі умови для утворення безкисневих (і безсірководневих) глєєвих вод, утримуючих великі кількості двовалентних заліза і марганцю, що мають високу рухливість. Тривале зіткнення вод з рихлим моренним матеріалом сприяє переходу частини кремнезему в розчин і більш активної водної міграції кремнезему, утримання якого збільшується в глєєвих водах до 5-6 мг / л, при середньому фоновому вмісті 0,1-2 мг / л. В області розвантаження "відновних 'вод при зіткненні з киснем повітря двовалентне залізо окислюється до тривалентного. Двовалентний марганець залишається в розчині і виноситься за межі геохімічного бар'єру. Окислювально-відновлювальемй потенціал, необхідний для перекладу Mn₂+ в Mn₄+ не досягається. При повільному русі глєєвих вод в товщі моренних відкладів, покритих лісом, до виходу їх на поверхню відзначається перехід Fe₂+ в Fe₃+ (інакше б не було високих вмістів трьохвалентного заліза в розчині), але окислювально-відновний потенціал ще малий, і охри заліза не випадають в осад. Величина pH 6,3 характерна не тільки для всіх бар'єрів, але і для льодовикових і снігових вод нівальних і субнівальних ландшафтів у прильодовикової зоні, а також для циркулюючих у моренних відкладеннях. Тут спостерігається постійний підтік льодовикових вод, у зв'язку з чим величина pH залишається стабільною. Також постійні і однакові величини вільної вуглекислоти (17,4 мг / л) і гідрокарбонат-іона (122 мг / л). Отже, ці компоненти, як і майже весь аніонно-катіонний склад глєєвих вод, служать тут своєрідним тлом, надзвичайно стійким і практично незмінним. У той же час ця стабільність полегшує величезну геохімічну роботу, проведену таким нестійким компонентом, як вільний кисень. Він майже безперешкодно з боку інших аніонів і катіонів переводить сполуки заліза з однієї форми в іншу, чого в лабораторних умовах можна досягти лише тривалим нагріванням і введенням в розчин сильного окислювача. Описані сучасні геохімічні бар'єри формуються виключно в місцях пружинення маломінералізованих льодовикових вод моренними відкладеннями або флювіоглаціальними конусами виносу (де створюються умови застійного або уповільненого руху глєєвих вод), зазвичай в сполученнях древніх (рідше сучасних) кінцевих і берегових морен льодовика з терасою або заплавою річки. На сполученні крутих гірських схилів і флювіогляціальної тераси або поверхні вирівнювання кисневі бар'єри, як правило, не відзначаються. Води, що пробігають з великою швидкістю по крутому скельному схилі неглибоко від поверхні, насичені киснем, і для них глєєвне середовище не характерне. Кисневі бар'єри (площею від 1-2 до 3-5 м) виникають лише тоді, коли частина гірського схилу покрита потужними дрібноуламковими осипами, в місці зчленування з терасою або заплавою річки.

4. Нівальні і субнівальні ландшафти

Нівальні і субнівальні геохімічні ландшафти, найбільш поширені у високогірній області Центрального Кавказу, розрізняються на рівні типів геохімічних ландшафтів. У нівальних ландшафтах жива речовина представлено одними лише накипними лишайниками ("високогірна засмага" на скелях), дуже рідко в ущелинах скель зустрічаються мохи та окремі подушки злаків. У субнівального ландшафтах - перехідних від альпійських до нівальним - процеси біогенезу протікають більш інтенсивно, ніж у нівальних: з'являються фрагментарні грунти, мохи та лишайники, ділянки з рідкісною трав'янистою альпійською флорою (переважно злаки і осоки). Перехід від нижньої межі нівальних ландшафтів до верхньої межі субнівального поступовий, але чіткіше простежуються межа між ними. Оскільки фактичні дані про геохімію субнівального ландшафту поки відсутні, нівальні і субнівальні ландшафти розглядаються спільно. Описувані високогірні пояси включають велике число елементарних ландшафтів: скельні гребені, гірські схили, осипи і поверхні вирівнювання (рівні древніх льодовикових трогів); їх сполучення утворюють нівальні геохімічні ландшафти. Найбільшою різноманітністю відрізняються кінцеві басейни льодовиків, де широко представлені кінцеві і берегові морени, прильодовикові озера-загати, часто виконані озерно-льодовиковими відкладеннями; перевідкладені (перемиті) морени, що доходять до лісового поясу; збереглися у великих льодовикових трогових долинах ділянки флювіогляціальних терас. У підставах гірських схилів часто зустрічаються конуси виносу, рухливі осипи та ділянки гравітаційних накопичень. Для багатьох гірських річок в нівальному поясі характерні тіснини і каньйони, виконані флювіоглаціальними відкладеннями, в субнівальному - зруйновані гірські хребти та ділянки пролювіальних гірських схилів з безперервно поновлюваними селевими потоками.

4.1 Геохімічні ландшафти на істотно хлоритових гнейсах

4.1.1 Мінералого-геохімічна характеристика корінних порід

Хлоритові гнейси, що складають скельно-льодові ділянки Головного Кавказького хребта, досягають нижньої межі субнівальних ландшафтів. Крім того, корінні виходи гнейсів зустрічаються в покрівлі плагіогранітів на борту льодовиків. За зовнішнім виглядом це ясносланцюваті, щільні дрібно-і середньо-зернисті сірувато-зелені породи, що складаються з польового шпату, кварцу, хлориту і мусковіту (серициту).

У складі акцесорних мінералів зустрічаються кальцит, магнетит і рідкісні дрібні лусочки біотиту. Контактові мінерали представлені одним лише хлоритозірованим гранатом (гнейс з великою кількістю порфіробластів граната називають гранатовим). Під мікроскопом в породах встановлюються постійні порфіробластові структури. У хімічному складі корінних порід відзначаються пересиченя гнейсів алюмінієм і деяке збільшення ролі кальцію при загальному високому вмісті заліза, ймовірно, за рахунок присутності граната.

Ступінь перекристалізації порід вельми високий. У порівнянні з біотитовими гнейсами зменшується утримування кобальту, свинцю і барію.

Концентрація ітрію, навпаки, збільшується до 0,006-0,007%, берилію до 0,001%. Більшінсть хімічних елементів мають кларк концентрації в гнейсах менше одиниці, за винятком титану, берилію, ітрію і ітербію.

4.1.2 Мінералого-геохімічна характеристика нівального мілкозему

Нівальний мілкозем складається виключно з грубо-, крупно-і середньозернистих фракцій (> 1-0,25 мм). Утворення пухких відкладень в основному пов'язано з морозним вивітрюванням, роль живої речовини - накипних лишайників і бактеріального мікросвіту - має підпорядковане значення. Елементарний склад нівального мілкозему визначений напівкількісним спектральним аналізом. Проби пухкого матеріалу відібрані у верхів'ях гірських річок і ерозійних улоговинах. Для кількісної оцінки фізичної міграції хімічних елементів Назаровим був введений коефіцієнт фізичної міграції - відношення середнього найбільш ймовірного вмісту хімічного елементу в тонкій фракції пухких відкладень до вмісту в корінний породах. Подібні відношення іноді називаються коефіцієнтами концентрації або накопичення. Коефіцієнт фізичної міграції, розрахований для різних видів (або типів) геохімічних ландшафтів, служить відсутньою ланкою в ряду інших показників інтенсивності міграції, запропонованих Б.Б. Полиновим і розвинених А.І.Перельманом (коефіцієнти біологічного поглинання і водної міграції). Сенс коефіцієнтів фізичної міграції визначається однозначно: накопичення в мілкоземі або винесеннях хімічних елементів зі складу пухких відкладень з гравітаційно-механічним або водним стоком. При цьому сама величина коефіцієнта висловлює лише сумарний ефект взаємодії декількох процесів, їх кінцевий результат. Збіднення тонких фракцій мілкозему макро-і мікроелементами не означає їх винесення за межі ландшафту тільки шляхом фізичної (механічної) міграції. Навпаки, багато з них видаляються з пухких відкладень різко ненасиченими ультрамаломінералізованими льодовиковими водами або поглинаються живою речовиною в альпійському і лісовому поясах. Таким чином, коефіцієнт фізичної міграції чисельно характеризує накопичення або винесення елемента в нівальном мілкоземі (і інших пухких відкладеннях), не пояснюючи причин, що зумовили ці процеси. Але навіть проста кількісна реєстрація таких фактів за допомогою пропонованого показника корисна для цілей геохімічних пошуків. Наукова ж доцільність кількісної оцінки фізичної міграції в геохімії ландшафту цілком очевидна. Для ландшафтів на хлоритових гнейсах всі хімічні елементи по інтенсивності фізичного міграції розподіляються в три групи: середньої, слабкою і дуже слабкої міграції. Розташування елементів усередині груп відповідає величинам коефіцієнта фізичної міграції.

Для рідкісних земель встановлено присутність у нівальному дрібноземі численних дрібних (0,01-0,02 мм) зерен власних мінералів-носіїв: монацита, ксенотіма, рідше ціртоліта. У тонкодисперсному стані вони виносяться гірськими річками в нище розташовані альпійські і лісові ландшафти або на поверхню льодовиків. Цим можна пояснити їх низький вміст у пухких відкладеннях порівняно з корінною гірською породою. Для свинцю також можлива фізична міграція в мінеральній формі, але в нівальному мілкоземі виявлені лише окремі перетерті кристалики галеніту. Основна маса свинцю, мабуть, пов'язана з польовими шпатами і слюдами. У цілому для вивченого виду нівальних геохімічних ландшафтів характерна слабка фізична міграція більшості рудних, рідкісних і розсіяних елементів.

4.1.3 Водна міграція

Плагіогнейсовий склад гірських порід обумовлює різке переважання кальцію серед катіонів. У аніонного складу основна роль належить гідрокарбонат-іону. Мінералізація вод невелика (сухого залишку 144 мг / л). Високий вміст гідрокарбонату кальцію, низький вміст сульфат-іону викликають незначне збільшення лужності розчинів. Величина pH досягає 7,8. Це типово маломінералізовані гіарокарбонатно-кальцієві води неглибокої циркуляції. Температура води 2-5 °, рідко 8-10 °. Визначення коефіцієнтів водної міграції дозволяє оцінити інтенсивність міграції широкого кола хімічних елементів (табл. 20). Для дослідженого виду ландшафтів характерний доволі різкий розрив між групою легкорухомих мігрантів (хлор, сірка, кальцій) і групами слаборухомих та інертних (всі інші, за винятком натрію і магнію), що кількісно виражається величиною Кх більше півтора порядків. Слабка водна міграція встановлена для кремнію, алюмінію, заліза і титану. Рухливість більшості хімічних елементів обмежена різко окисною обстановкою міграції. Вміст вільного кисню у водах нівальних ландшафтів на хлоритових гнейсах становить 7-9 мг / л. Величина окисно-відновного потенціалу 300-450 мілівольт. Ці геохімічні ландшафти відносяться до нейтрального карбонатного (кальцієвого) класу.

Зміст макроінов (натрію, кальцію, магнію, сірки та ін) у воді визначається прямим хімічним аналізом з розчину, мікроелементи - спектральним аналізом у сухому залишку води, випарованого при 105 °С. Щоб розрахувати процентний вміст якого-небудь іона, можна брати відношення або до суми розчинених мінеральних речовин (загальна концентрація розчину), або до сухого залишку. Між цими величинами існує різниця в 50-80 мг / л (за рахунок втрати половини вмісту гідрокарбонату при випаровуванні), але на величину коефіцієнта водної міграції вона істотно не позначається.

4.2 Геохімічні ландшафти на хлорит-кварц-польовошпатових гнейсах і хлорит-серіцит-кварцевих сланцях

Цими породами на скельні гребені Головного Кавказького хребта і найбільш важкодоступні крайові ділянки льодовиків. Хлорит-кварц-польовошпатові гнейси і сланці зустрічаються виключно у вигляді ксенолітів в біотитових і хлорит-серіцитових сланцях і гнейсах, не утворюючи площинних виходів. Ландшафти на описуваних породах рідкісні, а їх приуроченість до віддалених льодовим ділянкам не дозволяє поки вивчити гіпергенну міграцію хімічних елементів. Однак наявні фактичні дані дозволяють відтворити в загальних рисах геохімічний вигляд цих ландшафтів. Кристалічні сланці і гнейси - це дрібно-і среднезернисті темно-зелені і зелені тонкосланцюваті породи, пов'язані між собою поступовими переходами. Шаруватість виражена чергуванням кварц-польовошпатової гранобластової маси з лепідбластичною слюдою. Під гнейсами ми розуміємо породи, в яких обов'язково присутній польовий шпат і кварц-польовошпатова маса переважає над слюдами. Для сланців характерно зворотне співвідношення породотвірних мінералів.

Кристалічні сланці нерідко зовсім не містять польового шпату. У ксенолітах і екзоконтакті з плагіогранітами описувані гнейси і сланці збагачуються андалузитом, сілліманітом (фібролітом) і гранітом. Плагіоглаз представлений часто шаховим альбітом. З цим пов'язане зменшення кальцію у валовому хімічному складі порід (див. табл). Для хімізму слюдисто-хлорит-польовошпатових гнейсів також характерно зменшення ролі заліза, алюмінію і магнію, а також низьке утримування сірки; калій збільшується за рахунок мікрокліну. Хімічними аналізами сланців ми не володіємо, але мінеральний склад їх близький до гнейсів. Вихідним матеріалом для порід такого складу, мабуть, послужили теригенні відклади, близькі за складом кислим магматичним утворенням; найімовірніше, це могли бути аркозові пісковики. У порівнянні з хлоритовими гнейсами сланці збагачені цинком, ніобієм і свинцем і трохи збіднені марганцем, цирконієм, міддю, скандієм та ітрієм, ітербієм і барієм (табл.). Відміни в елементарному і загальному хімічному складі аналізованих порід від складу істотно хлоритових гнейсів дозволяють виділити ландшафти, розвинені на хлорит-кварц-польошпатових гнейсах і сланцях в самостійний вид геохімічного ландшафту. Присутність слюдяних сланців в кристалічному субстраті, а відповідно, значно більша роль слюдистого матеріалу обов'зково повинні відбитися в гіпергенних міграціях другорядних хімічних елементів. Саме відмінності в їх міграції служать критеріем виділення видів геохімічних ландшафтів. На користь їх виділення в самостійний вид говорять такі важливі мінералого-геохімічні особливості кристалічного підстави, як мікроклінізація (калій), зростання на окремих ділянках альбітових різниць плагіоклазів (різке зменшення кальцію), збіднення немічними компонентами (залізом і магнієм) і алюмінієм. Ці особливості порід відіб'ються насамперед на водній міграції хімічних елементів.

4.3 Застосування методу спряження геохімічного аналізу у вивченні високогірних ландшафтів

Метод спряженого (сполученого) геохімічного аналізу, розроблений Б.Б. Полиновим, в даний час служить основним методом геохімії ландшафту. Суть методу полягає в зв'язаному хімічному дослідженні різних природних тіл ландшафту - грунтів, рослинності, гірських порід, кори вивітрювання, річкових або грунтових вод. Недостатня вивченість високогірних районів Кавказу не дозволяє поки застосувати пов'язаний аналіз в його повному обсязі. У завдання нашого дослідження входило вивчення міграційної здатності елементів, яка визначається шляхом зіставлення хімічного складу гірських порід і річкових вод, дренуючих ці породи. Сполучений аналіз хімізму гірських порід і вод у високогірних областях дозволяє отримати міграційні ряди хімічних елементів і встановити типоморфні елементи для певного ландшафту. Вертикальна поясність у високогірних районах визначає природне геохімічнеспряження не тільки окремих компонентів всередині ландшафту, але і різних типів самих геохімічних ландшафтів, від нівальних до гірничо-лісовим. Геохімічне спряження здійснюється в основному водорозчинним і твердим стоком; в 'підготовці' матеріалу гірської породи до стоку, її дезінтеграціі і розпушенності провідна роль належить живій речовині, кліматичним чинникам і рельєфу. Щоб отримати дані по геохімічному спряженню в чистому вигляді, була обрана ділянка з однорідною геологічною будовою - масив біотитових сланців і гнейсів з мармурами. Гірські річки, що утворюються в результаті танення льодовиків у нівальном і субнівального поясах, перетинають всі ландшафтні зони хрестом простягання і впадають в основну водну артерію району, що нами розглядається. Нівальні ландшафти утворюють тут спряження елементарних ландшафтів, по Б.Б. Полинову геохімічний ландшафт. Сполучення представлено вододільним гребенем (автономний ландшафт), крутим гірським схилом (підлеглий) і льодовиком (умовно супераквально-субаквальний). Нижче в рельєфі виділяється ще пару спряжень: льодовиково - гірський схил - льодовиковий кар (акумулятивний ландшафт). Ці два сполучення в межах ні-вального поясу добре вкладаються в схему сполучення елементарних ландшафтів М.А. Глазовскій (1964), розвиваючу схему геохімічного сполучення Б.Б. Полинова. Тому складені карти відображають в основному геохімічні ландшафти, хоча на деяких ділянках спряження елементарних ландшафтів всередині геохімічного ландшафту виражене не чітко.

4.4 Спільні риси водної міграції

Водна міграція на ділянці геохімічного спряження характеризуєтся рядом спільних ознак (див. гідрогеохімічний профіль на рис. 15). Насамперед у нищерозташованих альпійських, субальп ійських і лісових ландшафтах зменшується вміст вільного кисню у водах: від 8-10 в нівальних до 4-5 мг / л у лісових і субальпійських. Розчинений кисень витрачається на окислення органічної речовини, що надходить з грунтовими розчинами в грунтові і поверхневі води. Як зазначено вище, всі альпійські і субальпійські грунти містять недоокиснені грубо гумусові органічні речовини. Загальна закономірність у газовому складі різних типів геохімічних ландшафтів характерна для всіх вивчених ділянок і краще виявляється при дослідженні хімізму джерел, а не поверхневих водотоків. Таким чином, води нищерозташованих альпійських, субальпійських і гірничо-лісових ландшафтів успадкують той хімізм вод, який характерний для їх областей харчування - нівальних ландшафтів. Але жива речовина спряжених ландшафтів впливає на зміну газового складу вод (зменшення вільного кисню) і на поведінку деяких водних мігрантів (зменшення кальцію і магнію, підвищення сульфатності). М ікроелементний склад природних вод на ділянці геохімічного спряження також зазнає змін (табл. 33). При проходженні через пояси лісових і субальпійських ландшафтів у водах струмків накопичуються залізо, нікель, хром, титан, стронцій, але такі легкозасвоювані рослинністю хімічні елементи, як марганець і мідь, витягуються з природних розчинів і коцентрації їх зменшуються.

Висновок

Дослідження геохімічних особливостей висогірних країн з молодим заледенінням виявило виключне значення льодовиків і сніжників на міграцію хімічних елементів. Їх вплив на геохімічні процеси в ландшафті не обмежуються особливостями хімізму самого льоду і снігу (кисла реакція льодовиково-снігового покриву, пануючий кисневий режим, присутність органічної речовини, надзвичайно мала мінералізація льодовикових вод та ін.). Вплив льодовиків позначається набагато ширше і призводить до випадання цілих ландшафтно-геохімічних поясів, як, наприклад, гірничо-лісових, субальпійських і альпійських в прильодовикової зоні, і заміщенню їх нівальними і субнівальними ландшафтами, що істотно змінює структуру біосфери високогірних територій. Дослідження впливу льодовиків зародило уявлення про існування цікавого класу природних явищ: кисневих геохімічних бар'єрів, що виникають в місцях виходу підлідних і підморенних вод на денну поверхню. Проведені А.Г Назаровим, та іншими дослідження високогір'я підтвердили плодотворність застосування методологічних принципів, закладених в основі вчення Б.Б. Полинова і його школи про геохімічних ландшафтів. Саме з цим вченням пов'язані і подальші підходи до дослідження біосфери високогірних країн у більш широкому аспекті. Це перш за все вивчення круговороту речовини і енергії в різних природних структурах біосфери. Такими структурами і служать, зокрема, геохімічні ландшафти високогір'я та їх спряження.

Використана література

1. Назаров А.Г. Геохимия высокогорных ландшафтов.

2. Перельман А. І., Касимов Н.С. Геохимия ландшафта.

3. Міллер Г.П. Ландшафтні дослідження гірських і передгірських територій.

4. Лукашев К. І., Лукашев В.К. Геохимия ландшафтов.

5. Протасова Н.А. Геохимия природных ландшафтов: Учебно-методическое пособие для вузов

6. Жаріков В.А. Основы физической геохимии

7. Тайсаєв Т.Т. Геохимия мерзлотных ландшафтов

8. Калесник С.В. Горные ледниковые районы СССР

9. Назаров А.Г. Геохимическая изученность Северного Кавказа и задачи дальнеших геохимических исследований.

10. Глазовська М.А. Геохимические основы типологии и методики исследований природных ландшафтов.

Размещено на Allbest.ru