ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ - ПРИСПОСОБЛЕНЦЫ К УСЛОВИЯМ СЕДИМЕНТО- И ЛИТОГЕНЕЗА
Общая характеристика
Упомянутые минералы подверглись особо тщательному исследованию (Дриц, Коссовская, 1984,1985; 1986; 1990; 1991; Карпова, 1972; Коссовская, Шутов, Дриц, 1963; Котельников 1962; Котельников и др., 1986, 1995) потому, во-первых, что они находятся в составе большинства осадочных формаций и, во-вторых, обладают лабильными свойствами кристаллических решёток, явно реагирующих политипными и изоморфными изменениями своей структуры на изменения параметров Р-Т, Eh и pH окружающей среды. Динамика этих кристаллохимических превращений к настоящему времени досконально изучена прецизионными методами, а характеры её взаимосвязей со средой осадко- и породообразова- ния описаны в вышеперечисленных публикациях, и будут кратко освещены ниже. Но перед этим вспомним основные сведения об архитектуре кристаллических решёток глинистых минералов.
Их исходными «строительными микроблоками» служат: кремнекислородные тетраэдры и две разновидности октаэдров — алюминиево-кислородно-гидроксильные (гиббситовые) и

Рис. 5.1. Схема строения тетраэдрического (а) и октаэдрического (б) слоев в структуре слоистых силикатов.
Таблица 5.1.
Классификационная схема породообразующих слоистых силикатов (Дриц, Коссовская, 1984)
Тип слоя |
Слоевой заряд на форм.един. |
Группа |
Подгруппы и минеральные разновидности |
Химический состав |
Политипы, встреченные в природе |
/(иоктаэдрические минералы: каолинитовая подгруппа: каолинит диккит накрит ?? галлуазит |
![]() |
![]() |
|||
1:1 |
q=0 |
Каолинит- ссрпснтииитовая |
Триоктаздричсские минералы: лнзардит хризотил антигорит амезит |
![]() |
![]() |
бертьерии («шамозит») кронштедит |
![]() |
![]() |
2:1 |
q=0 |
Тальк- пирофиллитовая |
Диоктаэдрические минералы: пирофиллит феррипирофилит |
![]() |
![]() |
Триоктаэдрические минералы: тальк |
![]() |
![]() |
|||
q=0,2-0.8 |
Смектитовая |
Диокгаодрические минералы и их разновидности: монтмориллонит А1-. Al-Fe- и Fc- низкозарядные высокозарядные байделлиты А1-, Al-Fe-, Fe- инзкозарядные высокозаряднЕле ионтроиит тетракрем нийионтронит |
![]() |
||
Триоктаэдрические минералы и их разновидности: сапонит Mg-Fc-сапонит Fe-Mg-сапоиит оксиферрисапонит |
![]() |
||||
q=0,6-l |
Ейермикулитовая |
Диокгаэдрический вермикулит Триоктаэдрический вермикулит |
![]() |
со
2:1 |
q=0,7-l |
Слюдистая |
Диоктаэдрические минералы: мусковит фснгит |
![]() |
![]() |
лейкофиллит ил л ит серицит ссладонит глауконит |
![]() |
![]() |
|||
Триоктаэдрические минералы: флогопит биотит аннит |
![]() |
![]() |
|||
Чередование слоев 2:1 с гидроксильным |
Величина х меняется в широких пределах |
Хлоритовая |
Триоктаэдрические минералы: клинохлор шамозит Ди-триокгаэдрические минералы: кукеит судоит |
![]() |
![]() |
Диоктаэдрические хлориты: донбассит |
![]() |
![]() |
|||
2:1 ленты |
х меняется в широких пределах |
Сепиолит- налыгорскитовая |
сепиолит |
![]() |
![]() |
палыгорскит |
![]() |
![]() |
Примечание: квадратиками обозначены вакантные межслоевые позиции, не занятые катионом.
магниево-кислородно-гидроксильные (бруситовые) (рис. 5.1.). Они через общие анионы О2- либо (ОН)- группируются в тетраэдрические и октаэдрические слои либо ленты. Комбинации тех и других слоев образуют пакеты. Они по своему внутреннему устройству различны у минералов разных видов и групп (таблица 5.1): двуслойные (1:1) в каолинит-серпентиновой группе (рис. 5.2.), трехслойные (2:1) в группах смектитов, слюд и др. (рис. 5.3.), многослойные в группе хлоритов, где между каждыми соседними пакетами 2:1 располагается промежуточный бру- ситовый слой (рис. 5.4.).

Рис. 5.2. Двухслойный пакет слоистых силикатов.

Рис. 5.3. Трехслойный пакет слоистых силикатов.
Расчеты кристаллографов показали, что во всех этих конструкциях для взаимного уравновешивания электрических зарядов в решетке катионы её октаэдрических слоев размещаются с разной степенью их наполнения, в зависимости от своей валентности. А именно: трехвалентные металлы гиббситовых слоев — Ai3+ или изоморфно заместивший его ион Fe3+ заполняют только две из трех рядом находящихся октаэдрических ячеек; тогда как двухвалентные Мд2+ и Fe2+ бруситовых структур зани-

Рис. 5.4. Многослойный пакет слоистых силикатов (хлориты).
мают все три из трех возможных позиций. В первом случае минерал именуется диоктаэдрическим, а в последнем — триокта- эдричесим. Те и другие разности присущи всем группам глинистых минералов (см. таблицу 5.1), а среди хлоритов, кроме того, встречаются смешанные — ди-триоктаэдрические формы, у которых валентности катионов внутри пакета 2:1 и внутри межпакетного октаэдрического слоя не одинаковы.
Упомянутый выше изоморфизм AI<->Fe3+ и Mg<-»Fe2+ весьма распространен (в особенности, в группах смектитов, слюд и хлоритов — см. ниже), и является важным классификационным и генетическим признаком, который отражает либо особенности исходного минерала — «хозяина», из которого сформировался данный индивид, либо тип раствора, обусловившего его формирование.
Вышесказанное касается изоморфизма внутри октаэдрических ячеек. Несколько реже фиксируются изоморфные замещения Si4+ на Al3+ в тетраэдрических ячейках. Такой процесс побуждается либо изменениями pH среды, либо повышенными температурными режимами обстановок формирования минералов. Фиксация его чрезвычайно важна при стадиально-геомине- ралогических исследованиях.
Еще один важный генетический параметр многих видов глинистых минералов — их политипия: существование кристаллических структур одинакового анионно-катионного состава, образованных одними и теми же по своей внутренней структуре пакетами слоев, которые отличны по способам их взаимной ориентировки (например, поворотами пакетов на ±60° или ±120°, или в форме «винтовой лестницы» вокруг кристаллографической оси с, либо смещениями пакетов друг относительно друга по др. кристаллографическим осям). Данный признак во многом отражает Р-Т обстановки среды присутствия минерала, а потому он, не менее, чем изотопия, представляет интерес для нашего направления исследования.
Наконец, отметим еще одно индивидуальное свойство кристаллической структуры глинистых минералов — их способность формировать многообразные смешанослойные образования, когда в пределах единого кристалла чередуются в разных количественных соотношениях и с разной степенью упорядоченности пакеты слоёв разного типа (слюды-смектиты; смекти- ты-хлориты и проч., см. ниже). Смешанослойные минералы формируются в результате процессов трансформации кристаллических микроструктур (см. выше, в разделе 3.3).
Все это разнообразие типоморфных особенностей глинистых минералов несёт определенную, не до конца еще раскрытую информацию о физико-химических и термобарических условиях сред седиментации и постседиментационного изменения горных пород. Рассмотрим эти структурно-кристаллохимические особенности применительно к отдельным группам минералов, включая общие закономерности распределения таковых в земной коре, а также благоприятствующие им условия формирования и постседиментационного изменения.