Полная версия

Главная arrow География arrow Литология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ

Для того чтобы лучше представить себе процессы формирования и изменения глинистых пород, обратимся к основам кристаллографии и минералогии слоистых силикатов. Вспомним об архитектуре кристаллических решеток глинистых минералов. Их основными «строительными микроблоками» служат кремнекислородные тетраэдры и алюминиево-кислородно-гидроксильные либо магниево-кис- лородно-гидроксильные октаэдры. Тетраэдры и октаэдры через общие анионы О2-либо (ОН)- выстраиваются в слои (рис. 7.1) либо в поясные ленты. Комбинации тетраэдрических и октаэдрических слоев образуют пакеты, различные по своему устройству для различных семейств глинистых минералов.

Схема строения тетраэдрического (А) и октаэдрического (Б) слоев в структуре слоистых силикатов

Рис. 7.1. Схема строения тетраэдрического (А) и октаэдрического (Б) слоев в структуре слоистых силикатов

Проще всего устроены пакеты минералов семейства каолинита: они двухслойны (рис. 7.2, А). Каждый тетраэдрический слой через общие анионы О-2 структурно связан со слоем октаэдрическим. В центре каждого тетраэдра располагается катион Si4+, а внутри каждых двух из трех октаэдров помещается А13+ (каждый третий октаэдр остается незаселенным, отчего данная разновидность минералов именуется диоктаэдрической). Пакеты каолинита чередуются между собой таким образом, что группы (ОН)" основания октаэдрического слоя находятся напротив анионов О2- вершин тетраэдров нижележащего пакета. Расстояния между ними очень небольшие —

немногим больше 2А при общем параметре каолинитовой решетки — ее межслоевым расстоянием около 7 А (напомним, что 1А — ангстрем равен 1(Г10 м, или 1(Г7 мм; в настоящее время вместо упомянутой меры в физике используют нанометры (1 нм = 1(Г6 мм), однако таблицы для расчетов межплоскостных расстояний методами лабораторных рентген-дифрактометрических анализов и градуировки приборов издавна опубликованы в ангстремах, и литологи- глинщики по традиции продолжают пользоваться данной единицей измерения). Так, на столь мизерных расстояниях между вышеупомянутыми пакетами их объединяют и прочно удерживают известные физикам силы ближнего действия — так называемые водородные связи. По этой причине кристаллы каолинита бывают наиболее пра-

Пакеты слоистых силикатов

Рис. 7.2. Пакеты слоистых силикатов: А — двухслойных; Б — трехслойных

вильно ограненными и вырастают зачастую на несколько порядков крупнее чешуек иных глинистых минералов.

Родственники каолинита — диккит и накрыт, имеющие одинаковые с ним химические формулы, отличаются определенными разворотами пакетов друг относительно друга вокруг кристаллографической оси «с», подобно тому, как на иголку нанизывают картонные карточки, попеременно поворачивая их в разные стороны. Такое свойство изменений кристаллической решетки именуется полити- пией, т.е. диккит и накрит — это политипные модификации каолинита. Для их формирования требуется тепловая активизация (Т > 200 °С на стадии метагенеза либо при эндогенногидротерр мальном прогреве породы).

Имеется еще один «родственник» этих минералов — галлуазит, у которого межплоскостное расстояние больше 7 А, и туда помещаются молекулы Н20. Этот минерал бывает развит в корах выветривания по пирокластическим осадкам кислого состава.

Гомологами каолинитовых минералов являются минералы группы серпентина, отличающиеся тем, что у них в центре октаэдрических ячей вместо алюминия поселились двухвалентные катионы Mg2+ или Fe2+. Они занимают 3 ячейки из 3 возможных, поэтому такая разновидность минералов относится к категории триоктаэдрических. Забегая несколько вперед, заметим, что диоктаэдрические каолиниты более всего развиты на континентальных, а триоктаэдрические сер- пинтиниты — на океанических блоках земной коры.

Следующая группа очень разнообразных и распространенных минералов — смектиты. Их пакеты в отличие от предыдущих минералов трехслойные. В центре каждого пакета расположен октаэдрический слой (см. рис. 7.2, Б), а сверху и снизу — слои тетраэдрические (рис. 7.3). Из-за такой конструкции получается, что каждый пакет обращен к своему соседу одинаковыми с ними анионами О2-. Вследствие этого связи между пакетами очень непрочные. Их способны раздвинуть молекулы воды и О В (совместно с так называемыми «обменными» катионами — Na+, Са2+ и др.). Такие кристаллические решетки называются лабильными. Межплоскостные расстояния у них колеблются в пределах 10—17А. Именно таким строением кристаллических решеток обусловлено главное физическое свойство смектитовых глин: их сильная разбухаемость при смачивании. Разновидностей смектитовых минералов известно много по двум причинам. Во-первых, в зависимости от заселения октаэдров трех- либо двухвалентными катионами, смектиты бывают диокгаэдрическими (преобладают в природе) и триоктаэдрическими. Во-вторых, в октаэдрах и иногда в тетраэдрах катионы замещают друг друга: А13+ — Fe3+, Mg2+ — Fe2+, и наоборот; Si4+ — А13+ и др. Это свойство именуется изоморфизмом. Благодаря ему смектиты представлены многими изоморфными разновидностями: диокгаэдриче- скими — монтмориллонитами глиноземистыми, глиноземистожелезистыми и железисто-глиноземистыми, а также целиком железистыми разностями, именуемыми нонтронитами а также триотраэдрическими — разнообразными сапонитами.

Кристаллическая структура глинистых минералов

Рис. 7.3. Кристаллическая структура глинистых минералов:

а — кремнекислородный тетраэдр; б — алюминиево-гидроксильный октаэдр; в — двухсеточная структура группы каолинита — серпентинита; г — трехсеточная структура группы талька — пирофиллита; д — трехсеточная структура группы слюд (слои прочно связаны крупным катионом калия); е — четырехсеточная структура хлоритов (трехсеточный слюдистый слой регулярно чередуется с октаэдрической бруситовой сеткой); ж — трехсеточная подвижная структура смектитов — монтмориллонитов (межслоевое пространство вмещает много разных катионов и полярные молекулы воды); з — ленточно-слоистая структура магнезиальных силикатов — палыгорскита — сепиолита

Структурные формулы этих смектитов представлены в работе В.А. Дрица и А.Г. Коссовской (1990) следующим образом:

Здесь буква М+ обозначает одновалентные катионы, символ R3+ — трехвалентные катионы, обычно представленные А1 и Fe3+, a R2+ — двухвалентные — Mg2+ и Fe2+.

Все перечисленные разновидности смектитов под микроскопом неотличимы друг от друга. Можно лишь констатировать, что смек- титы среди глинистых минералов — единственные, обладающие очень низкими показателями преломления (ниже, чем у канадского бальзама, либо ненамного выше). Интерференционные окраски их — желтые 1-го порядка, угасания прямые. Точную диагностику этих минералов могут обеспечить только рентгеноструктурные и микрозондовые анализы.

Гидрослюды — диоктаэдрические (родственники мусковита — ил- литы) и триоктаэдрические (гомологи биотитов), распространены так же широко, как и смектиты. Они тоже имеют 3-слойные решетки, но их конструкции стабильные, с межплоскостными расстояниями в 10, 1А. Стабильность обеспечивается межслоевыми катионами К+. Они располагаются напротив каждого 4-го или 3-го тетраэдра, в котором центральный катион Si4+ изоморфно замещен на А13+. Возникший при этом дефицит зарядов сбалансирован зарядами катионов калия (см. рис. 7.3).

В октаэдрических слоях гидрослюд, как и у смектитов, развит изоморфизм. В соответствии с ним выделяются разновидности железистых слюд. При высоких содержаниях Fe3+ (до 27%) и Fe2+ (до 2—7%) образуется широко распространенная в осадочных породах разновидность диоктаэдрической гидрослюды — глауконит. Родственный ему минерал, но с преобладанием над железом катионов Mg2+, именуется селадонитом.

Избранные формулы упомянутых минералов следующие (В.А. Дриц, А.Г. Коссовская, 1991):

Слюдам свойственна политипия. Седиментогенные иллиты, у которых пакеты ориентированы параллельно один под другим, относятся к политипной модификации lMd. Тепловая активизация при глубинном катагенезе и метагенезе приводит к вращению пакетов вокруг оси «с» друг относительно друга на ±120° — политипная модификация 2Mj или на ±60° — 2М2. Одновременно с этими процессами продолжается замещение Si4+ на А13+ в тетраэдрах и увеличивается содержание К+ вплоть до формирования слюды-мусковита, которая всегда принадлежит к модификации 2Mj либо 2М2. Переходная разность между мусковитом и иллитом именуется серицит (тоже 2Mj).

В минералогических справочниках написано о том, что трансформации иллит — серицит — мусковит сопровождаются повышением яркости интерференционных окрасок: от светло-желтых через оранжевые до красных и сине-зеленых. Однако в микрозернистых агрегатах глинистых частиц, которые мельче толщины шлифа (а потому эффект интерференции здесь занижен) установить точно вышеупомянутые переходы не представляется возможным. Здесь так же, как и для диагностики смектитов, необходимы прецизионные лабораторные методики. Однако отличить слюды от смектитов легко по весьма высоким показателям преломления у первых из них (выше, чем у кварца).

Добавим к вышесказанному, что довольно легко диагностируются глаукониты благодаря их ярко-зеленому цвету, затмевающему цвета интерференции (почти одинаково зеленым агрегат выглядит при выключенном анализаторе и при скрещении николей), а также благодаря эффектам агрегатной поляризации, при которых комочек аутогенного глауконита, состоящий из многих тысяч сросшихся между собой и разно ориентированных минеральных частичек, в скрещенных николях не обладает эффектом «угасания» при полном обороте предметного столика микроскопа. Вместе с тем селадонит от глауконита оптически не отличим.

Седиментогенные хлориты, так же как и глаукониты, обладают зелеными (обычно менее яркими) окрасками, но при скрещении николей хлориты становятся совсем малозаметными из-за крайне низких (темно-серых) интерференционных цветов. Показатели преломления их высокие, угасания прямые. Строения кристаллических решеток наиболее сложные — многослойные (см. рис. 7.3). Трехслойные пакеты у хлоритов расклиниваются вместо калиевых катионов (свойственных слюдам) целым слоем октаэдров с двух- или трехвалентными катионами (Mg2+, Fe2+, Fe3+) в центральных позициях. В соответствии с этим разнообразие минеральных видов хлоритов едва ли не максимальное сравнительно с остальными минералами глин. Выделяются диоктаэдрические, триоктаэдрические и смешанные ди-, триоктаэдрические их разности; а по составу катионов — существенно железистые, магнезиальные и переходные между ними хлориты.

Между смектитами и гидрослюдами, а также смектитами и хлоритами существует множество переходных разностей, именуемых смешанослойными минералами. В кристалле смешанослойного минерала чередуются пакеты смектитовые (лабильные) с пакетами илли- товыми либо хлоритовыми (стабильными). В тех случаях, когда лабильных и стабильных пакетов содержится равное количество (50% на 50%), минералы получили индивидуальные названия: слюда- смектиты — ректориты, хлорит-смектиты — корренситы. Через фазы ректоритов и корренситов проходят смекгиты на стадиях катагенеза, по мере своего трансформирования в слюды либо в хлориты неразмокающих аргиллитов.

Завершая минералогический обзор, несколько слов надо сказать и о реже встречаемых минералах сепиолит-палыгорскитовой группы (в составе вещества некоторых кор выветривания, а также океанических и морских глин). В структуре кристаллической решетки этих минералов тетраэдры и октаэдры структурированы не послойно, а ленточно, следствием чего является игольчатый и волосовидный облик этих минералов в электронно-микроскопических препаратах (рис. 7.4).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>