книги / Основы геохимии

ческого расплава. Такие растворы могут оставаться как в пределах

интрузивной			массы, в порах, пустотах и трещинах образовавшейся
магматической породы, так и мигрировать во вмещающие породы.
3.	Гидротермальные				растворы	могут возникать как жидкий су­
щественно водный остаточный раствор из кристаллизующегося расп­
лава на значительно более поздних этапах, чем собственно магмати­
ческая дистилляция.
Относительно				состава	первичного	гидротермального раствора
у нас нет прямых данных. Можно лишь предполагать, что это главным
образом сильно минерализованный природный раствор. Анализ жид­
ких включений				в мине­
ралах гидротермальных
жил показывает, что об­
щая	минерализация
(«соленость»)			растворов
находится		в	пределах
5—20%,	а	иногда дос­
тигает 50%.			Последнее
связано	с присутствием
хлоридов,		карбонатов,
боратов Na, Са,				К, Mg

идр. Сильно варьирует концентрация С 02.

Некоторые сведения о составе термальных растворов мы можем получить из анализов вод горячих источников

иподземных вод. Тер­ мальные воды вулкани­

ческих районов имеют в основном кислый характер. В них отмеча­ ется наличие НС1 и растворенных хлоридов.

Горячая вода растворяет многие вещества магмы и в первую очередь наиболее важный ее компонент—кремнезем. Растворимость кремнезема в горячей воде и в газовой фазе была изучена Г. Кеннеди, Н. Хитаровым и др.

На рис. 47 показана диаграмма Кеннеди, иллюстрирующая раст­ воримость кварца. Ее можно использовать для основного качествен­ ного вывода о растворимости кремнезема. Очевидно, что с увеличением давления растворимость кремнезема сильно возрастает (первоначаль­ ная растворимость характеризуется лишь сотыми и немногими десяты­ ми долями процента). Можно допустить, что при 600°С и давления 2—3 108 Па растворимость S i02 в надкритической фазе воды увели­ чивается в несколько раз по сравнению с наибольшими величинами, указанными на рис. 47.

Наиболее распространными и характерными элементами гидро­ термальных жил являются халькофильные элементы, а наиболее ти­

пичными рудными минералами — сульфиды, растворимость которых в любых водных природных растворах ничтожна. Поэтому естественно

231

допустить, что указанные элементы в термальных растворах миг­ рируют в форме растворимых соединений. Согласно существующим представлениям, перенос вещества в гидротермальных растворах происходит: 1) в виде истинных ионно-дисперсных растворов и 2) в коллоидном состоянии — в виде золей с последующим выпадением в виде гелей.

Однако перенос в коллоидном состоянии происходит в ограничен­ ных количествах и имеет место преимущественно в конце гидротер­ мальной стадии процесса. Перенос в коллоидном состоянии не может объяснить высокую проникающую способность термальных раство­ ров (проникают через систему пор, где коллоидные частицы неизбеж­ но должны задерживаться, отфильтровываться).

Едва ли можно сомневаться в том, что гидротермальные растворы являются сложными многокомпонентными системами. При их взаи­ модействии с вмещающими породами и изменении термодинамических условий в них самих происходят химические превращения, отлага­ ются различные минеральные вещества как труднорастворимые продукты химических реакций. Поэтому неизбежно происходит диф­ ференциация гидротермальных растворов от места их зарождения до гипергенных условий земной поверхности.

Опыты Г. Кеннеди, Ф. Сыромятникова, Н. Хитарова показали, что S i0 2 может переноситься в газовой фазе воды. Однако и в жид­ ких растворах S i02 переносится в виде легкорастворимых силикатов натрия и калия, находящихся в равновесии с другими соединениями. Металлы образуют растворимые соединения с Cl, F, В, в частности хлориды. Поскольку эти элементы не находят себе места для фиксации в магматических породах по своим кристаллохимическим параметрам, то, естественно, они попадают в повышенном количестве в термаль­ ные растворы, где взаимодействуют с рядом металлов. Об этом сви­ детельствуют факты многочисленных находок хлоридов тяжелых ме­ таллов (Pb, Си, Fe) как продуктов фумарольной деятельности в вулка­ нических районах.

Борная	кислота может давать сложные соединения с S i02, W 03,
Sn02. Это	позволяет допустить перенос металлов в форме борнокис­

лых соединений. Возможно, что этим объясняется парагенезис квар­

ца,	касситерита и турмалина в некоторых рудных месторождениях.
Во	всяком случае для нас сейчас представляется несомненным, что

гидротермальные растворы во многих случаях оказываются сущест­ венно обогащенными растворимыми соединениями хлора.

Гидротермальные растворы содержат также растворенные газы — H2S, С 02, НС1, HF.

Главными осадителями металлов из гидротермальных растворов

являются	ионы S2-, О 2-, а затем СОз, БОГ, поэтому на последова­
тельность	выделения минералов сильное влияние оказывает режим

серы, углекислоты и кислорода в термальных растворах. Эта зависи­ мость хорошо была показана А. Г. Бетехтиным (1955).

Сера встречается в различных валентностях в виде разных ионов

взависимости от окислительно-восстановительной обстановки среды.

Впорядке возрастания степени окисления ионов серы мы имеем ряд

232

s 2’	[S2]2-	-► S°	S4+	Se+
Железо сионом S 2" обычно образует пирротин,					с [S2]2“ — пирит.
$ ° — встречается в самородной		сере. Ион		S 4+ обычно редок, a S 6+

быстро окисляется и превращается в сульфатный ион.

По А. Г. Бетехтину, в образовании сульфидов гидротермального генезиса принимает участие не H 2S как таковой, а продукт его элек­ тролитической диссоциации в виде анионов S 2" и [S2]2~. Оптималь­ ные условия для отложения сульфидов создаются в относительно охлажденных термальных растворах, поэтому массовое скопление сульфидов наблюдается в месторождениях, относимых к средпе-и низ­ котемпературным типам. Это связано с тем, что образование иона S 2- как главного осадителя происходит при растущей электролитической диссоциации H2S, что возможно при известном пределе охлаждения гидротермальных растворов. Поскольку на режим серы влияют и дру­ гие факторы, то могут быть и отклонения от этой направленной тен­ денции. В частности, эти отклонения могут быть связаны с присутст­ вием кислорода. В сильно окислительной обстановке ионы S 2~ и [S2]2~ превращаются в катионы и тем самым создают ограничения для об­ разования сульфидов на данном этапе минерализации.

На ранних стадиях гидротермального процесса С 02 не принимает активного участия в химических реакциях минералообразования, но впоследствии роль ее становится значительной. Химическсе взаи­ модействие С 02 с Н 20 увеличивается с понижением температуры термального раствора. В растворе возникает сложная система карбо­ натного равновесия. Как отмечает А. Г. Бетехтин, при термальных процессах по мере насыщения растворов углекислотой и параллель­ ного увеличения концентрации ионов С03 силикаты и гидросиликаты разлагаются. Новообразования обогащаются кремнекислотой вплоть до выделения кварца с одновременным образованием устойчивых карбонатов.

	Гидротермальные растворы, связанные с интрузиями, возникают
на	глубинах менее 12 км, что соответствует давлению 3	108 Па.
По	мере продвижения в верхние горизонты происходит	понижение

температуры и давления. По существу, гидротермальный процесс развивается в интервале температур 400—50° С. Поэтому гидротер­ мальные месторождения можно подразделить, согласно В. Линдгрену, на гипотермальные (высокотемпературные), мезотермальные (средне­ температурные) и эпитермальные (низкотемпературные). Нужно под­ черкнуть относительность такого деления, однако в наиболее типич­ ных случаях выпадение минералов из термальных растворов следует в основном последовательному падению температур и давлений. Типич­ ные ассоциации минералов, формирующихся при разных термальных условиях, представлены в табл. 71. Следует отметить, что эту табли­ цу нельзя рассматривать как жесткую схему, а лишь как общую тен­ денцию минералообразования в гидротермальном процессе.

По современным представлениям, гидротермальные растворы, связанные с гранитоидами, во время своего возникновения, вероятно, были слабощелочными. Вблизи поверхности сульфидоносные раство­

233

ры при окислении могли приобретать кислую реакцию среды в связи с появлением сильного аниона SO f. Однако большинство реакций гид­ ротермального процесса минералообразования протекает в условиях слабощелочной и нейтральной среды.

Т аб л и ц а 71

Главные минералы рудных жил, формирующиеся в разных температурных зонах (температура и давление падают от гипотермальных к эпитермальным)

Гипотермальные	Мезотермальные	Эпитермальные
Вольфрамит (Fe, Mn)W04	Рудные минералы	Аргентит Ag2S
	Халькопирит CuFeS2
Касситерит Sn02	Борнит CueFeS4	Серебро Ag
(Гематит Fe203)	Тетраэдрит Cu12Sb4Si3	Прустит Ag3AsS3
Магнетит Fe304	Энаргит Cu3AsS4	Пираргирит Ag3SbS3
Арсенопирит FeAsS	Пирит FeS2	Пирит FeS2
Халькопирит CuFeS2	Галенит PbS	Марказит FeS2
Золото Au	Сфалерит ZnS	Золото Au
Молибденит MoS2	Золото Au	Киноварь HgS
Пирротин Fex_r	Арсенопирит FeAsS	Стибнит Sb2S3
(Висмут Bi)	(Аргентит Ag2S)	(Галенит PbS)
(Галенит PbS)		(Сфалерит ZnS)
(Сфалерит ZnS)	Жильные минералы	(Халькопирит CuFeS2)
Кварц	Кварц	Кварц
Турмалин	Карбонаты	Адуляр
Гранат	Барит	Халцедон
Топаз		Опал
Слюда		Флюорит
Апатит		Алунит
		Кальцит

Для гидротермальных жил характерны концентрации таких хи­ мических элементов: S, Fe, Си, Zn, As, Sb, Se, Ag, Sn, Pb, Co, Ni, Mo, Cd, Те, W, Au, Hg, Bi, U, F, H. Большинство из них относится к халькофильным и образующим ионы с 18-электронной конфигурацией

внешней оболочки. Они дают преимущественно сульфиды.	Лито-
фильные элементы образуют кислородные соединения (Sn,	W, U).

Железо образует как окислы, так и сульфиды в зависимости от режима кислорода и серы. Потенциалы ионизации халькофильных элементов значительно более высокие, чем у элементов литофильных (оксифильных), поэтому ряд халькофильных элементов осаждается в гидротер­ мальном процессе в свободном самородном состоянии. Особенно это характерно для Au, Ag, Hg, отчасти Си, Bi, Pb.

Связь гидротермальных месторождений с интрузиями может быть как генетической, так и парагенетической. С помощью данных по изо­ топному составу свинца (соотношений 204РЬ, 20“РЬ, 207РЬ, 208РЬ) в рудных жилах и породах сейчас удается установить в общем доволь­ но разнообразные связи оруденений с интрузиями и выяснить ряд

234

этапов переотложения свиниа в металлогенических эпохах разного

геологического возраста.

Остаточные растворы на заключительных этапах магматической эволюции могут давать как пегматиты, так и гидротермальные жилы. Сейчас едва ли можно рассматривать пегматиты просто как промежу­ точные образования между интрузиями и гидротермальными место­ рождениями. По-видимому, развитие основных постмагматических процессов зависит от соотношений интрузий с вмещающими порода­ ми. Нам представляется весьма вероятной идея В. А. Николаева о тоМ. что пегматиты вообще характеризуют относительно замкнутые магматические системы и не встречаются в условиях относительно открытых систем. В противоположность этому гидротермальные жилы более характерны для относительно открытых систем, в которых от­ деление газовых и жидких дериватов в окружающую среду происхо­ дит без существенных затруднений.

		Литература
Б а р т	Т. Теоретическая петрология. М., ИЛ, 1956.
Б а р т	Т. Соотношение натрия в изверженных и осадочных породах. — В сб.
«Проблемы геохимии» (к 70-летию А. П. Виноградова). М., «Наука», 1965.
Б е т е х т и н		А. Г., В о л ь ф с о н Ф. И., 3 а в а р и ц к и и А. Н., Л е в и ц -
ки й	О. Д.,	Н и к о л а е в В. А. Основные проблемы в учении о рудных

месторождениях. М., Изд-во АН СССР, 1955.

Ви н о г р а д о в А. П. О происхождении вещества земной коры. «Геохимия», 1961, № 1.

Во й т к е в и ч Г. В. Изотопный состав свинца и проблема первичной магмы.

Изв. АН СССР, серия геолог., 1955, № 4.

3 а в а р и ц к и й А. Н. Введение в петрохимию. М., Изд-во АН СССР, 1944. Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М., «Мир», 1970.

П е т р о в В. Магма и ее происхождение. М., «Недра»,1972.

С м и т Г	Физическая геохимия. М., «Недра», 1968.
X и т а р о в	Н. И. Вопросы петрогенезиса в свете экспериментальных данных.
«Геохимия», 1958, № 6.
Ф е р с м а н	А. Е. Пегматиты. Избр. труды, т. VI. М., Изд-во АН СССР, 1954.

Г л а в а X ГИПЕРГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГИПЕРГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ И ИХ КЛАССИФИКАЦИЯ

Гипергенез объединяет целую группу процессов, протекающих в самых верхних горизонтах твердого тела Земли, на границе лито­ сферы, гидросферы и атмосферы. Они охватывают то пространство верхних оболочек нашей планеты, которое входит в биосферу. В зем­ ной коре зона проявления гипергенных процессов простирается до зоны метаморфизма. Основные источники энергии гипергенных про­ цессов— энергия Солнца и гравитационная энергия положения. Основные процессы — процессы изменения изверженных, метамор-

235

фических и осадочных горных пород. Они чрезвычайно разнообраз­ ны и порой проявляются исключительно интенсивно под воздействием воды и растворенных в ней веществ. В зоне гипергенеза большую роль играют свободный кислород, коллоидное состояние вещества и деятель­ ность живых организмов. Здесь создаются благоприятные условия для концентрации многих химических элементов, значительно более широкие по своему разнообразию, чем это имеет место в зоне глубин­ ных (гипогенных) геохимических процессов, возникают крупнейшие промышленные месторождения железа, марганца, алюминия и дру­ гих металлов. Для этой зоны характерно большое разнообразие мес­ торождений нерудного сырья, здесь встречаются все без исключения

		Силикаты	ПОАВИЗНЫЕ		ФАЗЫ	Аминосоединения
		Окислы и	Воды	Газы	Нефть	Углеводы и их
		гидроокислы				производные
		Кардонатш				Липиды, изопрено-	5:
							Uj
						иды и стероиды	с=э
Uj ^		Фосфаты				Гетероцикличе-	сэ
1	|		- 1 - 0	С ААО К		сте соединения	Ui
Uj С;
							зс
		Сульфиды				Фенолы, хиноны	5С
							«О
а са						и гуминовые	Uj
						соединения	Зг
							з:
?	!	Сульсратпы	/Окислы	Силикаты Второ- \		Углеводороды	2
							CL
?	§	Галоиды			степенные	\	СЭ
< Осэ					разновидно-	\ Асфальты
					сти-кардона-
					ты, фосфаты,
					сульфиды
			ПРОАУИТЫ	ВЫВЕТРИВАНИЯ МАГМА­
			ТИЧЕСКИХ	И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ		ПОРОА

Рис. 48. Основные неорганические и органические вещества, возника­ ющие в гипергенной зоне в осадках и осадочных породах (по Э. Деген-

су, 1967)

горючие полезные ископаемые. В конце концов все разнообразие оса­ дочных пород — их фаций и формаций возникает в зоне гипергенеза. В зоне гипергенеза в первую очередь происходит коренное перерас­ пределение главных строителей земной коры — восьми ведущих химических элементов (О, Si, Al, Fe, Са, Mg, Na, К), способствующее образованию новых минеральных ассоциаций. Все способы миграции химических элементов при гипергенезе можно разделить на три ос­ новных:

1. Химический перенос, приводящий в конце концов к образова­ нию химических осадков типа эвпоритовых и др.

236

2. Механический перенос, с которым связано формирование терригенных пластических отложений в виде галечников, гравия, пес­ ков, россыпей и др.

3. Биогенный перенос, связанный с деятельностью живых орга­ низмов, приводящий в конце концов к образованию органических

компонентов	в	осадочных	породах,	а впоследствии всех горю­
чих полезных		ископаемых.	и органические (биогенные)		вещества,
Основные неорганические
возникающие	в	гипергенной	зоне в	осадках и осадочных	породах,

представлены на рис. 48. В реальной обстановке биосферы все спо­ собы миграции элементов теснейшим образом переплетаются и в ходе геологической истории Земли предопределяют необратимый харак­ тер векового осадкообразования.

Основные черты миграции главных химических элементов земной коры в условиях гипергенеза, по В. М. Гольдшмидту, описаны в табл. 72.

В основу классификации гипергенной миграции элементов А. И. Пе­ рельман (1961) положил формы движения материи, с которыми свя­ зана миграция атомов. Выделяются три основных типа миграции:

1.Биогенная миграция.

2.Физическая и химическая миграция: а) водная, б) воздушная.

3.Механическая миграция: а) водная, б) воздушная, в) гравита­

ционная.

Т аб л и ц а 72

Схема классификации миграции главных элементов литосферы в гипергенных процессах

Способ миграции

1.Элемент не участвует или почти не участвует в явлениях хими­ ческого переноса—остающиеся на месте (резюдаты)

2.Концентрация элементов гид­ ролиза (гидролизаты). Выпаде­ ние элементов в результате недостаточной кислотности растворов

3.Концентрация элемента в ре­

зультате окисления (оксидаты) Fe2+ -> Fe3+

(не гидроли- (гидролизуется) зуется)

4.Осаждение элементов в виде углекислых солей (корбонатным ионом, группа карбонатов)

5.Концентрация элементов путем испарения содержащих их рас­ творов (эвапориты)

Природные образования		Ведущий
		элемент
Элювиальные отложения, россы­		Si
пи и другие продукты, могущие
быть перенесенными только ме­
ханически		А1
Образование глинистых минералов,
и в частности бокситов
Отложение бурых железняков	и	Fe
марганцевых руд (пиролюзит и		Мгг
вад)
Отложение известняков, доломи­		Са
тов и магнезитов (также олн-		Mg
гонитов)	в	Na
Испарение водных растворов
замкнутых водоемах, образова­		Mg
ние соляных месторождений		К

237

Гипергенные процессы протекают в сложной обстановке и опреде­ ляются целым рядом факторов. Для лучшего понимания гипергенеза в целом его можно разделить на отдельные процессы, которые, по

А.Е. Ферсману, классифицируются следующим образом:

1.Собственно гипергенез — охватывает изменение первичнокрис­ таллических горных пород. В этом случае гипергенез выступает как синоним понятия «выветривание горных пород».

2. Педогенез — образование почвы на поверхности материков. При взаимодействии химических, физических и биологических про­ цессов и в зависимости от климата на поверхности любой породы обра­ зуется особое тело — почва, которая является объектом изучения почвоведения. Почвоведение как наука возникло в России благодаря работам В. В. Докучаева, который первый стал рассматривать почву как особое естественноисторическое тело.

3.Сингенез — процесс накопления осадков на дне природных во­ доемов. Происходит на границе литосферы и гидросферы.

4.Диагенез — сочетание процессов, приводящих к изменению осадков после их выпадения. В более широком смысле следует пони­ мать как эпигенез, включающий все процессы геохимического перераспределения вещества после отложения породы. Еще более широкое толкование термину «эпигенез» дает А. И. Перельман, ко­ торый подразумевает под ним все вторичные процессы, происходящие после образования породы.

5.Катагенез можно рассматривать как разновидность эпигенеза. Представляет собой совокупность процессов, происходящих на грани­ це разного рода минеральных комплексов пород, обмен между разного рода твердыми системами.

6.Галогенез — процесс химического осаждения солей из природных водоемов — растворов и рассолов в обстановке прогрессивного ис­ парения.

7.Гидрогенез — геохимический процесс, ведущий к проникно­ вению воды в литосферу и вымыванию горных пород. В результате

образуются карстовые пустоты, проявляется суффозия и др.

8.Механогенез — образование минеральных скоплений в резуль­ тате механического обогащения, россыпей.

9.Биогенез — ряд геохимических процессов, обусловленных дея­ тельностью живого вещества и его захоронением после гибели. С био­ генезом связано образование огромных количеств органогенных гор­ ных пород и каустобиолитов.

10.Техногенез — сочетание геохимических процессов, вызванных технической (промышленной) деятельностью человека.

Все перечисленные процессы гипергенеза имеют разное значение в миграции элементов. В современную эпоху технической революции все большее значение приобретает техногенез.

	ГЕОХИМИЯ ПРОЦЕССОВ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Все	продукты глубинных	геологических процессов, изверженные
и метаморфические породы,		а также более редкие минеральные ассо­
циации,	связанные с ними,	оказавшиеся на дневной поверхности,

238

начинают приспосабливаться к новой физико-химической обстанов­ ке. В зависимости от того, какому агенту принадлежит ведущая роль в разрушении горных пород в зоне гипергенеза, различают три типа выветривания: 1) физическое, 2) химическое и 3) биологическое. В реальной обстановке ландшафтных зон поверхности суши мы в большинстве случаев встречаем сочетание отмеченных выше типов выветривания. В то же время на поверхности материков отчетливо выражена зональность процессов выветривания. В нивальном и арид­ ном климатах решающее значение имеет физическое выветривание,

вгумидном—химическое в сочетании с биологическим.

Внастоящее время имеется несколько определений понятия вы­ ветривания. Наиболее простое из них гласит, что выветривание есть разрушение горных пород. Однако такое определение явно недоста­ точно, так как оно не отражает другую сторону выветривания — пе­ ренос многих свежих обломков горных пород в пониженные части

рельефа.

В настоящее время под выветриванием следует понимать процесс приспособления глубинных минералов и горных пород к условиям биосферы.

Выветривание тесно связано с другими гипергенными процессами и выступает как необходимая предпосылка для перемещения материала на поверхности Земли в виде механической, коллоидной и химической миграции обломков свежих пород, растворов и других форм гиперген­ ной деятельности.

Химическое выветривание в целом — неразрывный и непременный процесс в биосфере Земли, связанный с значительной перестройкой материала первичных изверженных и метаморфических горных пород. Естественно, что при химическом выветривании происходит разло­ жение многих породообразующих минералов и образование новых минеральных ассоциаций коры выветривания. Устойчивость минера­ лов относительно химического выветривания в общем подчиняется вполне определенным закономерностям. Как удачно отметил С. Голдич в 1938 г., степень устойчивости обычных породообразующих минералов относительно выветривания совпадает с последователь­ ностью кристаллизации минералов по Розенбушу — Боэиу, а именно:

	Оливин	Битовннт
Увеличение ус­	Пироксены	Лабрадор
	(авгит)	Андезин
тойчивости	Амфиболы	Олигоклаз

(роговая сбманка) Биотит

Альбит К-полевые шпаты Мусковит Кварц

По устойчивости к химическому выветриванию в условиях гумидной зоны минералы можно разделить на 4 группы (по А. Кухаренко

239

и Г. Мильнеру): весьма устойчивые, устойчивые, малоустойчивые и неустойчивые (табл. 73).

			Т аб л и ц а 73
Относительная устойчивость минералов при химическом выветривании
Весьма устойчивые	Устойчивые	М лоустойчивые	Неустойчивые
Кварц	Мусковит	Амфиболы	Основные
	Ортоклаз	Пироксены	плагиоклазы
	Микроклин	Диопсид	Фельдшпатиды
	Кислые плагиоклазы	Геденбергит	Щелочные
			амфиболы
			Биотит
			Авгит
			Оливин
			Глауконит
			Кальцит
			Доломит
			Гипс
Хром—шпинелиды	Альмандин	Вольфрамит	Пирротин
Топаз	Гематит	Шеелит	Сфалерит
Турмалин	Магнетит	Апатит	Халькопирит
Брукит	Титаномагнетит	Гроссуляр	Арсенопирит
Анатаз	Колумбит	Ортит	Киноварь
Лейкоксен	— танталит	Актинолит	Пирит
Рутил	Сфен	Цоизит
	Силлиманит
Шпинель	Дистен	Эпидот
Платина	Барит	Хлоритоид
Осмистый иридий	Торианит	Ставролит
Золото	Перовскит
Циркон	Ксенотим
Иридий	Монацит
Корунд	Касситерит
Алмаз	Андалузит
	Гранаты

Химическое выветривание горных пород происходит в результате действия многочисленных химических реакций, среди которых можно выделить несколько ведущих типов. К ним относятся: гидролиз, окис­ ление, ионный обмен, карбонатизация, гидратация, комплексообразование, диализ и простое химическое растворение. Породообразую­ щие силикаты разлагаются главным образом в результате гидролиза. Железосодержащие силикаты и большинство сульфидов легко окис­ ляются. Поведение главных элементов литосферы в этих реакциях может быть проиллюстрировано табл. 74, составленной У. Келле­

ром (1957).

Данные табл. 74 в основном отражают поведение элементов при выветривании в условиях гумидного умеренного климата. Слово

240