» » Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях

Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях

06.08.2016

Анализируя формационные типы аутигенных силикатов корреляционным методом, мы выявили влияние ряда факторов, обусловливающих основные черты различий их химизма: условия образования, создающие первичный химический состав МГГ, и дополнительные усложнения этого состава примесью разбухающих (группы смектита) или других минералов, а также процессами изменения. Намечаются различия минералов в одновозрастных формациях разного типа и структурно-тектонического положения (платформенного и геосинклинального) и, наоборот, значительное сходство минералов в однотипных формациях разного (однако относительно недалекого) возраста. Процессы изменения МГГ развиваются, пак правило, широко регионально и их можно картировать.
Подтверждается зональность морского аутигенного силикатообразования в мезозое и кайнозое, установленная ранее многими исследователями: от хлорита (шамозита) у берега до глауконита в глубь моря. Хлорит отмечается в прибрежно-морских фациях (дельтовых, лагунных) гумидных климатических зон (тропической экваториальной и умеренных), но не является показателем одной тропической зоны, как считают некоторые исследователи. Хлорит, безусловно, может рассматриваться как мелководное образование (очевидно, не более первых десятков метров). В сторону моря шамозит замещается смешанослойными хлорит-смектитовыми, а затем глауконит-смектитовымн минералами. В этой зоне могут также присутствовать аутигенные смешанослойные минералы типа хлорит — разбухающий хлорит, хлорит — глауконит.
Переходный фациальиый ряд от глауконита к монтмориллониту установлен Л.И. Горбуновой и вполне может быть признан классическим. Как сейчас известно, минералы переходного состава являются смешапослойными глауконит-монтмориллонитовыми образованиями, которые, с нашей точки зрения, можно рассматривать в качестве индикаторов зоны перехода двух разных физико-химических обстановок диагенеза, в одной из которых образуется глауконит, а в другой — монтмориллонит.
Таким образом, следует подчеркнуть принципиальное сходство минералов в пограничных зонах: шамозит — глауконит, с одной стороны, и глауконит — монтмориллонит, с другой. В том и другом случае эти зоны характеризуются смешанослойными минералами, элементами которых являются слои минералов двух соседних зон, а иногда и смеси этих минералов.
Однако полный набор аутигенных силикатов (хлорит, глауконит и монтмориллонит) с их полными фациальными зонами на профиле от берега в глубь моря проявляется сравнительно редко и только в мезозойских и кайнозойских отложениях. В палеозойских и докембрийских толщах этот ряд, как правило, неполный: хлорит в прибрежных толщах отмечается редко, а микроконкреции чистого монтмориллонита (в глубь моря), до последнего времени не установлены.
Таким образом, зона образования глауконита в случае ее нормального развития характеризуется присутствием аутигенного силиката, который соответствует теоретическому составу МГГ и не несет признаков перемыва и механических разрушений глобуль. При перемыве на месте, а также транспортировке микроконкреции подвергаются механическому разрушению и химическому изменению (табл. 3.45).
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях

Аллотигенные минералы отличаются, как правило, высокими, до максимальных, концентрациями в породе (вплоть до образования глауконитов, нацело состоящих из таких микроконкреций); аутигенные разновидности имеют обычно средние концентрации, а терригенные отличаются самыми низкими концентрациями микроконкреций в породе (обычно не более 1—2%). Аллотигенные скопления микроконкреций чаще всего тяготеют к основанию трансгрессивно наслоенных либо к кровле регрессивно построенных морских толщ, тогда как аутигенные и терригенные их скопления могут более или менее равномерно распределяться в толще. Высокие концентрации аутигенных микроконкреций при этом совершенно не исключаются.
В настоящее время ранные по геологии и минералогии глауконитов в большинстве формаций слишком малочисленны, чтобы дать раздельную характеристику химического состава генетических типов микроконкреций в каждой из них.
Интенсивность изменений МГГ нарастает по мере развития новых стадий аутигенного минералообразования, что становится возможным в связи с изменением физико-химических условий существования глауконитсодержащих осадков (или пород). Так, на стадии образования пирита происходит восстановление трехвалентного железа, при ожелезнении глауконита (в том числе образовании вторичной красной окраски) — окисление двухвалентного железа; нередко при этом окисляется также образовавшийся ранее пирит и тогда происходит сернокислотное выветривание глауконита. Процесс ожелезнения МГГ (т. е. развитие гидроокислов или окислов железа в породе), как правило, сопровождается замещением кремния трехвалентным железом, а возникающий при этом заряд может компенсироваться калием. Все названные минералы не являются равновесными со средой образования МГГ, поэтому с их образованием связано изменение последних.
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях

Суммируем характеристику формационных типов МГГ по средним содержаниям и соотношениям катионов (табл. 3.46, 3.47). Существенно различаются формационные типы МГГ по содержаниям Si, Al, Fe3+, Fe2+, Mg. Из всех коэффициентов корреляции особый интерес представляют те, что имеют высокие положительные либо отрицательные значения, поскольку они обычно проявляются во всех формационных типах в одном знаке, хотя цифры могут варьировать. Появление в каком-либо формационном типе обратной связи таких катионов позволяет наиболее четко выделять формационный тип среди других. По этому принципу следует рассмотреть в первую очередь корреляцию катионов Si/Al, Fe3+/Al, Fe3+/ Fe2+, Fe3+/Mg, Fe2+/Mg, Fe2+/K, Mg2+/K, Mg/OH (см. табл. 3.46).
Содержания Si, Al, Fe3+, Fe2+ и Mg оказываются существенными для установления различий практически всех рассматриваемых формационных типов МГГ (см. табл. 3.46; рис. 3.14—3.15). При существенных различиях средних содержаний кремния и алюминия в формационных типах (см. табл. 3.46, рис. 3.14) коэффициенты корреляции этой пары катионов имеют высокие отрицательные значения (см. табл. 3.47); исключение составляют формационные типы 6, 11, 12, 15, 16, 17, 19, 22, коэффициенты парной корреляции Si/Al для которых имеют незначимые отрицательные и даже положительные значения. Уточнение этих коэффициентов по частной корреляции показало, что положительно кремний с алюминием коррелируется только в типе 16 (известняково-доломитовая формация нижнего ордовика Восточно-Европейской платформы), при этом rSi/Fe3+ имеет значимые отрицательные значения. В таких минералах можно предполагать положение трехвалентного железа в тетраэдрах, а алюминия — преимущественно в октаэдрах. Аналогичное расположение катионов допустимо и в других формационных типах МГГ, отрицательная корреляция кремния с алюминием в которых четко не проявляется. Распространение таких глауконитов можно предполагать в терригенно-известняковых мелового, терригенно-доломитово-известняковых формациях ордовикского возраста, реже в терригенно-глинистых формациях. Косвенным подтверждением возможности положения трехвалентного железа в тетраэдрической позиции служат следующие данные:1) при расчете кристаллохимических формул нередко количество алюминия оказывается недостаточным для заполнения недостающего до 4,00 числа атомов кремния, 2) необычно низкие для глауконита (ячелезистого типа) значения параметра ячейки b, приближающиеся к значениям таковых для алюминиевой разновидности (сколита). Вопрос требует решения на основе детальных рентгеновских исследований глауконитов. Положение трех валентного железа в структуре может оказаться существенным признаком различия формационных типов МГГ.
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях

Другой возможной причиной проявления положительной корреляции кремния с алюминием является изменение содержаний и соотношений катионов в процессе обогащения алюминием (оглеения), когда положительная корреляция Si/Al может быть наведена отрицательной связью алюминия со всеми октаэдрическими катионами. Наиболее четко это устанавливается для терригенно-глинистой формации нижнего ордовика Восточно-Европейской платформы (см. табл. 3.46—3.47, выборка 6), для которой оглеение глауконита — основной процесс его вторичного изменения. Однако и в данном случае положение трехвалентного железа в тетраэдре не исключается.
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях

Коэффициенты корреляции кремния с другими катионами не являются выразительными. Однако по содержаниям кремния и трехвалентного железа довольно хорошо различаются минералы терригенных формаций (см. табл. 3.46—3.47), по содержанию кремния, двухвалентного железа и магния разделяется между собой большинство формационных типов. Различия в содержаниях калия могут в ряде случаев рассматриваться как существенные (см. табл. 3.46; рис. 3.14—3.15), хотя интерпретация этих различий затруднительна в связи с тем, что они определяются не только первичными содержаниями К в МГГ, но и примесью бескалиевых минералов, главным образом монтмориллонита, а также процессами вторичного изменения МГГ. Для мезозойских и кайнозойских минералов вторая причина является наиболее существенной, а средние содержания калия в достаточной мере случайны. Самые низкие содержания двухвалентного железа отмечаются в верхнемеловых глауконитах терригенно-кварцевой, терригенно-известняковой и терригенно-меловой формации (см. табл. 3.46, выборки 4, 10, 11, 13) при минимальном количестве в них магния. Самые большие количества двухвалентного железа и магния установлены в минералах террнгенно-гипсоносно-доломитовых формаций нижнего кембрия и рифея. В последних отмечается также резко повышенное содержание фтора и лития (0,45 и 0,11 ф.е. соответственно); магний, литий и фтор коррелируются положительно.
Максимальные количества Fe3+ отмечаются в глауконитах терригенных формаций океана (табл. 3.46, выборки 21, 22), минимальные в гипсоносно-доломитовых формациях кембрия — рифея. Докембрийские минералы имеют высокие содержания алюминия; несколько повышен алюминий в минералах терригенно-известняково-вулканогенных формаций верхнемелового возраста. Это необходимо учитывать при анализе состава меловых глауконитов, потому что глаукониты из отложений разного генезиса имеют принципиальные различия в составе: терригенно-вулканогенные с повышенным Al, а осадочные — повышенным Fe3+. Ta же тенденция в различиях состава характерна для третичных глауконитов терригенных и терригенно-вулканогенных формаций (см. табл. 3.46, выборки 1 и 2), хотя проявляется она не так отчетливо.
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях

Для МГГ (генеральная выборка) характерна положительная корреляция Fe2+/Mg. Однако для ряда формаций (выборки 1,3, 6, 8, 10, 11, 12) в глауконитах наблюдаются обратные соотношения этих катионов, наведенные неравномерным замещением их катионами трехвалентными. Более легко такому замещению подвергается магний. В случае, когда в минералах проявляется полный изоморфизм по схеме 2R3+ → 3R2+, двух- и трехвалентное железо коррелируется между собой отрицательно, что характерно для МГГ в целом. Если изоморфизм проявляется ограниченно (чаще всего магний минала MgFe2+ замещается трехвалентным железом), возникает минал Fe3+Fe2+. В таких случаях катионы железа коррелируются положительно, a Mg/Fe2+ — отрицательно. Положительная корреляция двух- и трехвалентного железа может возникнуть также при проявлении совершенного изоморфизма двух типов одновременно: 2R3+ → 3R2+ и Al → Fe3+, что можно наблюдать, например, для однотипных терригенно-карбонатных формаций разного возраста (нижнего палеозоя и докембрия). Сильная отрицательная корреляция двух- и трехвалентного железа наблюдается в МГГ отдельных типов формаций в связи с окислением двухвалентного железа и переходом его в трехвалентную форму. В таких случаях количество двухвалентного железа резко колеблется; оно может совсем отсутствовать в отдельных пробах, параллельно снижается сумма октаэдрических катионов, повышается количество гидроксилов и молекулярной воды (выборки 21, 22). В большинстве случаев содержания гидроксильных анионов и воды: остаются близкими для разных формационных типов МГГ.
Различия в содержаниях двухвалентного железа и магния оказываются существенными для большинства формационных типов МГГ (см. табл. 3.46; рис. 3.15). Нa рис. 3.15, а центры 95%-ных доверительных эллипсов лежат практически на одной линии, указывая на четкую прямую корреляцию этих катионов, особенно в терригенно-карбонатных формациях. Отношение магния к двухвалентному железу остается практически постоянным, и эта константа, как представляется автору работы, имеет большое значение для понимания геохимии осадочного (в данном случае диагенетического) процесса в редукционной зоне. Отклонение от прямой вниз соответствует окислению двухвалентного железа (выборки 10, 11, 13, 15, 17 терригенно-карбонатных формаций и 1,8 — терригенных). Отклонение от прямой вверх вызвано частичным замещением катионов двухвалентным железом. Это проявляется обычно в МГГ терригенных формаций (выборки 3,5), отличающихся сравнительно низкими суммарными содержаниями двухвалентных катионов. He исключено также восстановление трехвалентного железа в двухвалентное.
Для выявления эволюции МГГ в истории осадконакопления сравним их химический состав в формациях разного возраста. Самые общие закономерности, как указывал К. Смуликовский, можно получить для однотипных формаций (терригенно-кварцевых, терригенно-глинистых, терригенно-известняковых). Формационные типы МГГ неповторяющихся формаций можно привлекать для характеристики специфических особенностей отдельных эпох.
Средние содержания катионов (см. табл. 3.46; рис. 3.16) изменяются по-разному: одни - закономерно, от молодых отложений к древним, другие — возрастают в отдельные временные интервалы при близких количествах в минералах выше- и нижележащих отложений, третьи резко увеличиваются в формациях определенного состава. Ho элементам первой группы прослеживается необратимая эволюция химического состава рассматриваемых минералов, по элементам второй — подчеркивается геохимическая специфика отдельных эпох па фоне общей эволюции, элементы третьей характеризуют различные условия минералообразования в одновозрастных отложениях.
Результаты изучения минералов группы глауконита в в осадочных формациях

К первой группе элементов можно отнести Al, Fe3+, Mg, Ca (см. рис. 3.16), а также Na, и возможно Li и F. Количество Fe3+, Ca, Na убивает в МГГ с возрастом, тогда как Al, Mg и вероятно Li, F — возрастает. Эти элементы наиболее четко позволяют наметить специфику состава МГГ в молодых и древних отложениях. Максимальные концентрации железа в глауконитах поверхностного слоя донных осадков океана совпадают с эпохой интенсивного образования в океане железомарганцевых конкреций. Причиной высокого содержания алюминия в докембрийских МГГ может быть близость источника сноса, при которой за счет сокращения путей миграции попадание алюминия в море с континента становится возможным. Второй причиной может быть более высокая щелочность морской воды в докембрии, при которой железо становится менее реакционноспособным, а растворимость алюминия повышается. Этим можно объяснить и несколько повышенное количество Mg, Li и F в древних МГГ.
Ко второй группе элементов относятся Si, Mg, Fe2+. Формационные типы МГГ палеогенового и верхнемелового возраста содержат максимальные количества кремния, причем в палеогене высоким содержанием Si отличаются МГГ формаций разного состава и генезиса (осадочного и вулканогенно-осадочного), а в верхнем мелу выделяется терригенно-меловая формация. Возрастные интервалы максимального насыщения глауконитов кремнием совпадают с эпохами максимального кремненакопления в океане и эпиконтинентальных морских бассейнах. Резко повышенными содержаниями магния и двухвалентного железа (а также Li и F) отличаются минералы из терригенно-гипсоносно-доломитовых формаций нижнего кембрия и верхнего рифея. Указанные возрастные интервалы отвечают эпохам соленакопления, в том числе такой грандиозной, как нижекембрийская.
Количество калия в МГГ не зависит от возраста и состава вмещающих отложений, минералы с максимальным (теоретически возможным) насыщением калием встречаются в толщах от рифея до современных донных осадков океана. В мезозое наряду с калиевыми появляются минералы со значительными содержаниями кальция и натрия. Поскольку минералогическому исследованию эти разновидности не подвергались, мы в настоящее время не знаем, являются ли эти минералы аналогичными глауконитам или монтмориллонитам; однако, судя по коэффициентам корреляции катионов, нахождение кальций-натровых аналогов глауконита не исключается.
К третьей группе могут быть отнесены все минералообразующие (макро- и малые) элементы, поскольку содержание их остается разным для одновозрастных формаций разного типа.
Результаты изучения закономерностей изменения химического состава МГГ позволяют сделать общий вывод об эволюции состава морской воды в историческом аспекте. Поскольку количество определенных элементов в МГГ увеличивается в связи с ростом концентраций (вплоть до рудных) того же элемента в одновозрастных отложениях, образовавшихся как на стадии седиментации, так и диагенеза, можно считать, что состав глауконита отражает повышение концентрации элементов в реакционноспособной форме в морской воде в разные эпохи. Этот вывод в первую очередь касается воды эпиконтинентальных морских бассейнов. Однако, судя по тому, что состав океанических осадков также не остается постоянным (в одни эпохи накапливаются преимущественно карбонаты, в другие — силицилиты, в третьи — широко идет процесс образования железомарганцевых конкреций) концентрация элементов в океанической воде тоже изменялась во времени.