Полная версия

Главная arrow География arrow Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

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

Схема строения тетраэдрического (а) и октаэдрического (б) слоев в структуре слоистых силикатов

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.).

Двухслойный пакет слоистых силикатов

Рис. 5.2. Двухслойный пакет слоистых силикатов.

Трехслойный 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-

Многослойный пакет слоистых силикатов (хлориты)

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.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>