Краткий курс литологии

щим К присутствуют молекулы воды и иногда отмечается некото­ рое количество катионов Na, Са, Mg. При увеличении степени замещения А13+ в октаэдрах на Fe3+, Fe2+ и Mg2+ возникает гли­ нистый минерал, известный под названием глауконита. По данным С. Хендрикса и К. Росса, средний состав диоктаэдрического глау­ конита без учета межпакетной воды выражается формулой

(К, Сао,5, Na) o,84(Alo,47Fe3+o>97MgoHoFe2+o,i‘j.) (А1о,зб^ 5з,65)Ою(ОН)2

Слюдоподобные глинистые минералы — иллиты являются ос­ новными компонентами абсолютного большинства глинистых пород. Подавляющая масса глинистых пород состоит из минералов груп­ пы иллита и смешанослойных образований, в составе которых иллиты играют существенную роль. Установлено, что в глинистых породах присутствуют три политипных разновидности иллитовых минералов, отличающихся друг от друга по характеру наложения слоев, образующих их кристаллическую решетку:

щей на дифрактограммах четкие острые симметричные пики. Сюда же относятся 10 -аигстремные иллиты с неупорядоченной решеткой, т. е. плохо окристаллизованные (подтип 1 Мcl). На дифрактограм­ мах для них характерны низкие диффузные рефлексы, «расплы­

— политип ЗТ — иллиты тригоналыюн сингонии с элементар­ ной ячейкой, включающей три пакета с межплоскостным расстоя-

о

Отличить различные политипы иллитов по данным рентгенофа­ зового анализа тонкодисперсных фракций удается не всегда. Дело в том, что чистые, моиомииеральные скопления иллитовых мине­ ралов представляют собой большую редкость. В большинстве гли­ нистых пород иллиты присутствуют в смеси с другими глинистыми минералами, хлоритами и в виде смешанослойных образований.

Г В. Карпова приводит данные раздельного рентгеновского анализа иллитов полптнпа 1М (lMd) и 2Mi (табл. 10.7).

На термограммах иллита (см. рис. 10.4) в интервале темпера­ тур 100—2 0 0 °С фиксируется эндотермическая реакция, связанная с уходом межпакетиой воды. Вторая эндотермическая реакция, соответствующая потере минералом гидроксильной воды, начи­ нается около 450—500°С и имеет максимум между 550—650°С. Интенсивность и температурный интервал этой реакции колеблют­ ся у различных иллитов. Третья эйдотермнческая реакция, связан­ ная, по-видимому, с разрушением структуры иллитов, проявляется

Результаты рентгенофазового анализа тонкодисперсных фракций иллитовых минералов (по Г. В. Карповой)

между 850° и 950°С. Наконец, около 1000°С намечается слабая экзотермическая реакция образования глинозема и шпинели.

Изучение формы иллитовых частиц с помощью электронного микроскопа показывает, что в глинистых породах присутствуют

частицы иллита двух типов:

— субизометрично-пластинчатые частицы, относящиеся к поли­ типам 2Mj и 1М, по мнению ряда исследователей, поступающие в осадок за счет размыва более древних осадочных и метаморфиче­

ских пород;

— удлиненно-пластинчатые, «щеповидные», частицы (рис. 10.5)

четырехслойное строение (рис. 10 .6 ), причем элементарный пакет состоит как бы из двух частей: трехслойной части, аналогичной пакетам иллитов, и еще одного слоя магний-гидроксильных окта­ эдров (бруситовый слой). Межплоскостное расстояние тоикодис-

Рис, 10.5. Электронные микрофотографии:

а — каолинита; б — монтмориллонита; в — иллита; г — галлуаэита

Рис. 10.6. Кристаллические структуры:

а — мусковита (представляет собой идеализированную структуру иллитов без

персных хлоритов глинистых пород равно 14,0—14,ЗА. Состав хло­ ритов существенно различен из-за широко развитых явлений изо­ морфных замещений в пределах тетра- п октаэдрических сеток. Общая формула хлоритов имеет вид

(Mg, Fe2+, Al, F3+)3 (Al, Si)4Oi0(OH)!!- (Mg, Fe2+)3 (OH) 6

трехслойная часть пакета бруситоГый слой"

В глинистых породах тонкодисперсные хлориты всегда присущ ствуют в смеси с глинистыми минералами или в виде смешанослойных образований типа хлорит-монтмориллонит, иллит-хлорит и др. Присутствие хлоритов в глинистых фракциях фиксируется по характерным рентгеновским отражениям, главными из которых являются отражения от базальной плоскости 0 0 1 , особенно отра­

минералов и хлоритов, последние трудно отличить от монтморилло-

проводят обработку образцов теплой соляной кислотой НС1, в ко­ торой хлориты растворяются и их отражения на дифрактограммах соответственно исчезают, а также насыщение образцов глицери­ ном, после чего при наличии в образцах монтмориллонитов появ-

пространением в них пользуются глинистые минералы, кристалли­ ческая решетка которых представляет собой чередование пакетов иллитовой, монтмориллонитовой и вермикулитовой структур друг с другом или с пакетами хлоритового строения. Такие глинистые минералы получили название смешанослойных. В них чередуются обычно пакеты двух типов: иллит-монтмориллонитовые, иллит-хло- ритовые, хлорит-вермикулитовые и др. Смешанослойные минералы с чередованием двухслойных пакетов пока достоверно не установ­

лены.

Выделяются два основных типа смешанослойных образований. У п о р я д о ч е н н ы е о б р а з о в а н и я . Пакеты различного со­ става в них чередуются закономерно: АБАБАБ или АББАББАБб

ит. п. Упорядоченные смешанослойные образования представляют

*Необходимо иметь в виду, что в литературе есть указания на существова­ ние разбухающих хлоритов.

слойные минералы получили специальные названия. Например, корренсит представляет собой закономерное чередование пакетов хлорита и монтмориллонита, браваизит — иллита и монтморилло­

го типа чередуются беспорядочно, незакономерно: АБААБАААБА-

БББ и т. д., что значительно затрудняет изучение деталей строения таких минералов. Расшифровка дифрактограмм, получаемых ог неупорядоченных смешанослойных структур, часто представляет собой очень сложную задачу. Неупорядоченные смешанослойпые образования, особенно иллит-монтмориллонитового типа, чрезвы­ чайно широко распространены в разрезах глинистых толщ.

На рис. 10.7 приведена схема, предложенная Ж. Люка, Т. Камец и Ж. Милло, показывающая межплоскостное расстояние ос­ новных глинистых минералов, смешанослойных образований и из­ менения этих межплоскостных расстояний после различной обра­ ботки образцов.

Глины, аргиллиты и глинистые сланцы

Глинистый осадок (ил), образованный частицами глини­ стых минералов, в процессе диагенеза переходит в осадочную поро­ ду — глину (clay — англ., argile — фр.). Характерным физическим свойством глин является их пластичность, т. е. способность влаж­ ной глины образовывать вязкую пластичную массу, постепенно разжижающуюся, по мере добавления воды переходящую в полу­ жидкую и далее в жидкую суспензию. По этому свойству среди глинистых пород выделяются глины и аргиллиты. В отличие ог глин аргиллиты (agrillite — англ., фр., claystone, mudstone — англ.), на первый взгляд почти не отличимые от глии и состоящие из гли­ нистых минералов, представляют собой твердые, камнеподобные глинистые породы, не размокающие в воде и не образующие пла­ стичной массы.

А р г и л л и т ы в образцах часто обладают неправильным, зем­ листым или раковистым изломом. Цвет аргиллитов может быть различным, чаще всего это серые и темно-серые породы. Для аргиллитов в отличие от полиминеральпых глин чаще всего ха­ рактерен гидрослюдистый (иллитовый) состав глинистых минера­ лов. Гидрослюдистая масса аргиллитов обычно бывает пропитана (как бы процементирована) кремнеземом, гидроокислами железа, кальцитом или другими компонентами. Превращение глин в аргил­ литы происходит путем уплотнения породы, уменьшения ее микро­ пористости, удаления насыщающей глины воды и отвердевания, окаменения ее за счет перекристаллизации и цементации глинистых частиц. Все эти процессы протекают в катагенезе под влиянием возрастающего геостатического давления или тектонического сжа­ тия. Аргиллиты могут встречаться в разрезах в одних горизонтах совместно с пластичными глинами. Это указывает на то, что ре­ шающими факторами перехода глин в аргиллиты могут являться

процессы перекристаллизации глинистого вещества и цементации глин различными минеральными компонентами.

Аргиллиты широко распространены в разрезах складчатых об­ ластей, где слагают мощные толщи существенно глинистых пород. На платформах аргиллиты залегают обычно на значительной глу­ бине, превышающей 3—4 км. Между типичными глинами и аргил­ литами существуют переходные разности глинистых пород, назы­ ваемые уплотненными, слаборазмокающими или аргиллитоподобиыми глинами.

Г л и н и с ты е с л а н ц ы . В складчатых областях, в условиях глубинного ката- и метагенеза, под влиянием однонаправленного геодинамического давления (стресса) в аргиллитах начинает раз­ виваться сланцеватость, часто не совпадающая с плоскостью на­ слоения. Широкое развитие получают процессы перекристаллиза­ ции глинистых минералов, а также новообразования серицита и хлорита. В результате аргиллиты переходят в глинистые сланцы

появления тонкодисперсного серицита обладают слабым шелкови­ стым блеском. Это плотные, хрупкие, «сухие» породы. Между ар­ гиллитами и сланцами нет резкой границы. Многие исследователи выделяют переходные разности пород — плитчатые аргиллиты и сланцеватые аргиллиты.

Разновидностью глинистых сланцев являются а с п и д н ы е с л а н ц ы (slate, slate clay — англ., ampelite — фр.), представляю­ щие собой черные глинистые сланцы, обогащенные углистым ма­ териалом с кристалликами пирита и хорошо проявленной сланце­ ватостью.

Минеральные типы глинистых пород

Из-за сложности диагностики тонкодисперсных глинистых мине­ ралов, и особенно их смесей, определение количественного содер­ жания отдельных глинистых минералов в породах в ряде случаев в значительной мере условно. Часто мы можем лишь определить, какие глинистые минералы преобладают в изучаемой породе, а какие присутствуют в ней в виде примеси.

По преобладающим компонентам выделяются следующие гли­ нистые породы:

—гидрослюдистые, или иллитовые;

—моптмориллопитово-гидрослюдистые;

- гидрослюдпсто-хлорнтовые;

—каолинитовые;

—смектитовые, или монтмориллопитовые.

Перечисленные типы составляют большинство глинистых обра­ зований. Гораздо реже в виде отдельных пластов, прослоев и линз встречаются глины, в которых преобладают более редко встречаю­ щиеся глинистые минералы (глауконит, галлуазит. палыгорскит, сепиолит, волконскоит и др.).

Кроме глинистых минералов и хлоритов в составе глинистых пород почти всегда присутствует в виде более или менее значи­ тельной примеси обломочный материал: главным образом углова­ тые кварцевые зерна, реже листочки мусковита и обломочные зер­ на полевых шпатов. Характерными компонентами глинистых пород являются различные аутигенные минералы: кальцит, доломит, си­ дерит, тонкодисперсный кремнезем (микрокристаллический кварц), пирит, гидроокислы железа, марганца и другие минералы; обрывки обуглившейся органики, рассеянные битуминозные вещества, ос­ татки микро- и макрофауиы.

Гидрослюдистые (иллитовые) глинистые породы

Самым распространенным типом глинистых пород являются породы, в которых существенную роль играют минералы группы гидрослюд (иллита). В гидрослюдистых глинах часто присутст­ вует примесь монтмориллонита и каолинита, а также смешанослойные глинистые минералы с их участием. Для аргиллитов и глини­ стых сланцев, подавляющая масса которых имеет преимуществен­ но гидрослюдистый состав, характерно участие хлоритов и их смешанослойиых разновидностей типа хлорит-гидрослюда.

Цвет пород может быть самым разнообразным: черный, темиосерый, коричневый, красный, голубовато-зеленый. Белая окраска встречается редко.

Гидрослюдистые глинистые породы часто обогащены рассеян­ ным органическим веществом, придающим им черный цвет. В не­ которых таких глинах и аргиллитах отмечаются повышенные со­ держания V, Си, U, Ni и некоторых других элементов. Знаменитые черные медистые битуминозные сланцы (аргиллиты) Мансфельда (ГДР), имеющие верхнепермский возраст при мощности 0,4—0,6 м, служат важным источником добычи меди, а также Ag, Zn, Mo, V, Ni, Re и других металлов.

В шлифах под микроскопом гидрослюдистые глинистые породы могут выглядеть по-разному. В глинистых сланцах, некоторых ар­ гиллитах, а иногда в глинах частицы гидрослюды могут быть ориентированы в пространстве параллельно друг другу. Такая ориентировка, особенно в глинах, может быть связана с осажде­ нием микропластинок гидрослюды (иллита) в бассейне с очень спокойными гидродинамическими условиями (седиментациоиная ориентировка) либо она возникает под влиянием однонаправлен­ ного тектонического давления (стрессовая ориентировка). При вращении столика микроскопа порода в шлифе, изготовленном поперек наслоения или сланцеватости, при скрещенных николях будет просветляться и погасать как единое целое за счет единой оптической ориентировки частиц гидрослюды. Интерференционные окраски мелкочешуйчатой глинистой массы имеют желтовато­ оранжевый цвет.

Однако очень часто, особенно в шлифах, изготовленных парал­ лельно наслоению или сланцеватости породы или при отсутствии единой оптической ориентировки частиц гидрослюды, интерферен­

коллоидных золей и субколлоидных суспензий. Некоторые иллитовые минералы (например, глауконит) имеют аутигенное седиментационное происхождение. Формирование гидрослюдистых минера­ лов происходит также за счет преобразования таких глинистых ми­ нералов, как монтмориллониты и каолинит. Такое преобразование частично может происходить, по-видимому, уже в процессе пере­ носа глинистых субколлоидных частиц, например путем поглоще­ ния монтмориллонитовой решеткой катионов калия из морской воды с переходом смектитовых пакетов в иллитовые. Особенно широко этот процесс развит в толщах глинистых пород в условиях диа-и катагенеза.

Известно, что состав глинистых минералов, слагающих глини­ стые породы, закономерно изменяется при погружении этих пород на значительную глубину. Смектитовые и каолинитовые минералы постепенно замещаются иллитовыми и хлоритовыми минералами и, наконец, по мере перехода глин в аргиллиты и далее в глини­ стые сланцы они практически исчезают из состава последних.

Процессы кагагепетической гидрослюдизации монтмориллони­ тов, по мнению ряда исследователей, тесно связаны с преобразо­ ванием рассеянного органического вещества глинистых пород в углеводороды — источник скоплений нефти и газа в осадочных толщах. Как отмечалось выше (см. гл. 6), при этом освобождается кремнезем, участвующий в образовании кремнистых цементов пород.

Каолинитовые глины (каолины)

Каолинитовые глины, или как их часто называют, каолины, представляют собой значительно менее распространенный тип глинистых пород по сравнению с иллитовыми образованиями, хотя пласты и пачки каолинитовых глии являются довольно обычными для многих палеозойских (особенно каменноугольных), мезозой­ ских и палеоген-неогеновых толщ различных стран мира. Каолинит как компонент различных глин полиминерального состава являет­ ся широко распространенным минералом и в разных количествах присутствует во многих глинистых породах. Месторождения мопоминеральных каолинитовых глин (каолин), являющихся объектом промышленной разработки, встречаются достаточно редко.

Рассматривая процессы выветривания (см. гл. 2), мы ознако­ мились с условиями образования каолинитовых кор выветривания. Действительно, остаточные, или первичные, каолины, представляю­ щие собой каолинитовые глины элювиального генезиса, образуют крупные месторождения. Это сохранившаяся от последующего раз­ мыва кора выветривания массивов гранитоидпых пород или гней­ совых толщ. Остаточные каолинитовые глины обычно белого цвета, содержат примесь кварца, сохранившихся от разложения зерен полевых шпатов и слюды. Вниз по разрезу такие глины постепен­ но, через зону рыхлой аркозовой дресвы, переходят в неизмененные граиитоиды или гнейсы. Мощность каолипитовой коры выветрива­ ния может достигать 'несколько десятков метров. Чаще всего га-