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 О^2- 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.