ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 28.09.2020
Просмотров: 3930
Скачиваний: 7
131
Гидрослюды
представлены
гидромусковитом
(иллит)
KAl
2
[(Si,
Al)
4
O
10
](OH)
2
..
nH
2
O,
гидробиотитом
K(Mg, Fe)
3
[(Al, Si)
4
O
10
](OH)
2
.
.
nH
2
O
, глауко-
нитом, гидрофлогопитом, браммалитом (натриевая разновидность иллита), леди-
китом (аналог иллита). Отношение
SiO
2
:R
2
O
3
= 2,5–3,0. Они имеют диоктаэдриче-
ское строение, за исключением триоктаэдрического ледикита. Источником обра-
зования гидрослюд, в основном, являются слюды и полевые шпаты, реже другие
минералы. Происходит гидролиз слюд и замещение в них щелочей на гидроксо-
ний. При биохимическом разрушении гидрослюд образуются аморфные кремне-
кислота и полуторные оксиды, которые могут образовывать минералы типа алло-
фана. Из гидрослюд выщелачивается калий, магний и другие элементы.
Для образования гидрослюд подходят континентальные условия во влаж-
ном холодном и умеренно холодном климате; вместе с хлоритом осадочного про-
исхождения они преобладают в морских отложениях и современных осадках мо-
рей. В более древних осадках иллит ассоциирует с хлоритом, монтмориллонитом,
опалом, палыгорскитом, фосфоритом, гипсом, оксидами марганца. Растворы
должны содержать повышенное количество калия.
Гидрослюды относятся к минералам со слаборасширяющейся решеткой.
Избыточный заряд располагается на поверхности структурного слоя. Обменным
является калий, содержание которого достигает 5–8%. Емкость поглощения гид-
рослюд достигает 45–50мэкв на 100г фракции менее 0,001мм.
Вермикулит
("червячок") получил свое название вследствие расслаивания
и скручивания в удлиненные червеобразные палочки и столбики при нагревании.
Он удерживает повышенное количество магния (
MgO
14–25%). Отношение
SiO
2
:
R
2
O
5
= 3. Решетка трехслойная (триоктаэдрическая). Между слоями находит-
ся вода и обменные основания, расстояние между пакетами при увлажнении уве-
личивается и поэтому повышается емкость обмена до 100мэкв на 100г фракции
менее 0,001мм. Вермикулит образуется в гипергенных и гидротермальных усло-
виях из биотита, хлорита, флогопита и др. Входит в состав смешанно-слоистых
минералов со слюдами и гидрослюдами.
Хлориты
относятся к водным силикатам алюминия, магния, железа, хрома.
По условиям образования могут быть первичными и вторичными минералами.
Структура слоистая. Кристаллическая решетка состоит из чередования слоев
слюдяного и бруситового типов, поэтому их можно считать смешанно-слоистыми
минералами. Хлориты имеют форму оолитов и хрупких чешуек, окраска зеленая.
Представители хлоритов: клинохлор, прохлорит, шамозит.
Аллофан и аллофаноиды
синтезируются в результате взаимодействия
кремнекислоты и гидроксида алюминия, образовавшихся при разрушении пер-
вичных и вторичных минералов или из золы растительных остатков. Общий вид
формулы
Al
2
O
3
SiO
2
.
.
nH
2
O
. Отношение
SiO
2
:Al
2
O
3
= 2 – 4 для аллофана и 0,4–2,0
для аллофаноидов.
Аллофаны встречаются в зоне окисления сульфидных месторождений. Ал-
лофаноиды приближаются по свойствам к галлуазиту. Известны лишь в докайно-
зойских породах.
Сепиолит
(
3MgO
.
.
4SiO
3
.
.
2H
2
O)
является магнезиальным алюмосиликатом, а
палыгорскит
(
MgO
.
.
Al
2
O
3
.
.
4SiO
4
..
5H
2
O)
– алюминий-магнезиальным алюмосилика-
том. Они имеют цепочную структуру. Решетка не набухает при увлажнении.
132
Сепиолит обнаружен в ассоциации с магнезитом, доломитом и опалом в
осадочных породах. Образуется из серпентинов и вермикулита.Палыгорскит
формируется при выветривании пироксенов и амфиболов, обогащенных магнием.
Смешанно-слоистые минералы
состоят из слоев различных индивидуаль-
ных минералов. Их называют по смеси индивидуальных образований независимо
от
природы
связи
между
минералами,
например,
гидрослюдисто-
монтмориллонитовая ассоциация.
Геохимия фосфатных пород.
Для фосфоритов характерна периодичность
в накоплении, фосфаты встречаются в отложениях почти всех геологических пе-
риодов от протерозоя до плиоцена с отдельными эпохами максимального накоп-
ления. Размеры месторождений увеличиваются от более древних к более моло-
дым отложениям.
Платформенные пластовые фосфориты залегают в глинисто-песчаных, ре-
же карбонатных породах. В них часто встречается глауконит. Фосфатизация
наступает после трансгрессии моря.
Морские фосфориты чаще залегают в кремнисто-карбонатных породах без
глауконита. Залегание пластовое с более высоким содержанием фосфора. Иногда
наблюдается замещение фосфоритом вмещающих известняков. Этому способ-
ствует
CO
2
,
который выделятся из воды. С фосфоритами, образовавшимися в при-
сутствии органического вещества в слабо восстановительной среде, образуется
сидерит, который цементируется фосфатом кальция. Доломит и железисто-
кремнистый цемент характерны для древних фосфоритов. В более молодых отло-
жениях встречаются кальцит и коллоидные разновидности
SiO
2
.
Фосфориты, обогащенные органическим веществом, темного цвета и кон-
центрируют уран (
U
2
O·
.
nUO
3
). С фосфатами уран может образовывать труднорас-
творимый
U
3
(PO
4
)
4
. Фосфориты содержат ряд других элементов (
Sr, V, Cr, Pb, Cu,
Zn, Ni, Co, Zr, Mo, TR, Be, Sc
) в концентрациях 0,0001–0,1 %. Их состав зависит от
металлогении района.
Геохимия карбонатов
.
Осаждение карбонатов кальция и магния происхо-
дит в условиях слабощелочной среды:
Ca(HCO
3
)
2
+ NaOH → CaCO
3
↓ + NaHCO
3
+ H
2
O.
Присутствие
CO
2
и более сильных кислот приводит к растворению карбо-
натов кальция и магния и образованию растворимых бикарбонатов:
CaCO
3
+ H
2
O + CO
2
= Ca(HCO
3
)
2
;
2CaCO
3
+ H
2
SO
4
= CaSO
4
+ Ca(HCO
3
)
2
.
Общее количество
CaCO
3
перемещаемого с континентов в моря и океаны
достигает почти 560млн. т в год. Ориентировочное содержание
CO
2
в современ-
ной атмосфере, гидросфере и биосфере составляет 15
∙
10
14
т, в осадочных породах
погребено в 600 раз больше (920∙10
14
т).
В протерозойской атмосфере содержание
CO
2
было высоким, поэтому об-
разование известняков начинается с позднего докембрия. Эпохами наиболее ин-
тенсивного формирования известняков были силурийская, каменноугольная и
верхнемеловая. Древние карбонаты удерживают больше магния. Морские карбо-
натные формации характеризуются мощностью до нескольких сотен метров, по
сравнению с платформенными, и часто залегают совместно с глинистыми, иногда
с кремнистыми образованиями. По классификации С.С. Виноградова, различают
133
известняки, образовавшиеся в условиях батиальной зоны (более 200м), преиму-
щественно органогенного известкового ила; в пределах мелкого моря (неритовая
зона, менее 200м) – самые мощные толщи известняков химического происхожде-
ния на континенте – в озерах и болотах разного генезиса.
В образовании карбонатных пород участвуют следующие важнейшие про-
цессы:
биогенная концентрация
(из отмерших известковых раковин, водорослей,
коралловых рифов, фораминифер и др.);
хемогенное осаждение
;
механическое
отложение
в условиях аридного щелочного выветривания;
метасоматическое
замещение
, например, гипса под действием растворов, содержащих щелочные
компоненты:
CaSO
4
+ Na
2
CO
3
= CaCO
3
+ Na
2
SO
4
Осаждению
CaCO
3
способствуют: повышение температуры и солености
воды; понижение давления; передвижение, испарение и перенасыщение воды
Ca(HCO
3
)
2
;
ощелачивание раствора; восстановительная обстановка.
Препятствует осаждению
CaCO
3
повышение содержания
СО
2
c понижени-
ем температуры или повышением давления, за счет притока вод с почвенными
кислотами или содержащими свободные минеральные кислоты (
H
2
SO
4
и др.),
окислительная обстановка.
При сносе материала с платформ образуются достаточно чистые известня-
ки. Моря загрязняются обломочным материалом и глинами, образуются кремни-
стые и глинистые известняки, мергель.
Эпигенетическими процессами
в известняках являются
доломитизация
,
окремнение
,
ангидритизация
, частично
фосфатизация
и
оруденение
– замещение
бурым железняком или метасоматическими сульфидами. Дальнейшая эволюция
карбонатного процесса приводит к образованию доломитов.
Н.М. Страхов отмечал, что в современных морских осадках доломита не
наблюдается. Это обусловлено низким содержанием
HCO
3
–
, т.е. щелочного резер-
ва (134–152мг/л при pH 8,35 на поверхности до рН 7,75 на глубине). В этих усло-
виях концентрация иона
CO
3
2–
недостаточная для осаждения
CaMg(CO
3
)
2
.
Доломиты
характерны для пермского периода (кунгурский ярус) благода-
ря господствовавшему в то время тропическому климату, сильному испарению,
повышению солености вод, мелководности пермских бассейнов, повышению ще-
лочности. По С.Г. Вишнякову, все существующие доломиты подразделяются на
протогенные (первичные, хемогенные), диагенные, эпигенные.
Диагенные доломиты образуются при взаимодействии свежеосажденного
CaCO
3
с солями магния:
2CaCO
3
+ Mg(HCO
3
)
2
= Ca Mg(CO
3
)
2
+ Ca(HCO
3
)
2
Эпигенные доломиты образуются по реакции:
2CaCO
3
+ MgSO
4
= CaMg(CO
3
)
2
+ CaSO
4
Эта реакция, характерная для природы, объясняет частый парагенезис до-
ломитов с гипсом.
Среди морских доломитов различают пластовые и метасоматические. Они
могут подвергаться вторичным процессам (дедоломитизации), либо эпигенетиче-
ским выносом из доломита атомов магния, либо привносом кальция (кальцитиза-
ция):
CaMg(CO
3
)
2
+ Ca
2+
= CaCO
3
+ Mg
2+
134
Доломиты
, образовавшиеся при поднятии дна бассейна и обособления ла-
гун в условиях жаркого климата, бывают гипсоносными или переслаиваются с
пластами гипса и ангидрита, содержат прослои целестина (
SrSO
4
) и включения
осадочного флюорита – ратовкита (
CaF
2
).
Целестин
является продуктом испарения из морской воды стронция
(8мг/л), а образование ратовкита обусловлено содержанием фтора (1,3мг/л) в оке-
анической воде. Кроме того, фтор захватывается выпадающим в осадок фосфори-
том (фтор-апатит).
Ратовкит
выделяется в сульфатную стадию минералообразо-
вания и предшествует выделению целестина.
Последним представителем щелочноземельных карбонатов в истории эво-
люции карбонатного осадкообразования и по времени своего выделения является
магнезит
(
MgCO
3
), что объясняется более высокой его растворимостью. Он вы-
падает из более щелочных растворов, поэтому встречается в составе самых ран-
них выделений содовых озер. При действии на доломит растворов обогащенных
MgSO
4
образуется магнезит и ангидрит кальция:
CaMg(CO
3
)
2
+ MgSO
4
= 2MgCO
3
+ CaSO
4
Этим объясняется парагенезис магнезита не только с доломитом, но и с ан-
гидритом и гипсом (
CaSO
4
..
2H
2
O
).
Геохимия эвапоритов.
А.Е. Ферсман предложил именовать концентрацию
растворимых солей в результате испарения воды
галогенезом
. Продукты галоге-
неза В.М. Гольдшмидт назвал
эвапоритами
. Они распространены на 1/3 поверх-
ности материков.
Для галогенеза характерна ионная миграция химических элементов и
накопление их с наибольшими радиусами и наименьшей валентностью. На пер-
вых этапах осаждаются преимущественно четные и более высоковалентные ионы
(
Ca
2+
, SO
4
2–
, CO
3
2
–
), в растворе накапливаются нечетные и маловалентные (
Cl
–
,
Br
–
, I
–
, Na
+
). По интенсивности накопления элементов А.И. Перельман установил
следующие ряды:
Cs < Rb < K < Na;
Ca < Sr < Mg;
F < Br < Cl.
С галогенезом в истории Земли связаны образования месторождений со-
лей, формирование подземных рассолов, залежей нефти и газа, другие геохимиче-
ские процессы. Эпохами наиболее интенсивного накопления солей были нижний
кембрий, средний и верхний девон (для Беларуси), с конца нижней перми до
начала верхней, триас, верхняя юра, палеоген, неоген.
Галогенез развивается в аридном климате. Различают
морской
и
конти-
нентальный галогенез
. Главная масса галогенных пород возникла в водоемах
морского происхождения. Древние солеродные бассейны занимали огромные
площади в виде морей. Например, Кембрийский бассейн занимал почти всю Си-
бирскую платформу, а мощность соленосных отложений в нем достигала 3 км.
Соленакопления в рифтовых зонах формировались дополнительно под влиянием
сильноминерализованных гидротерм.
В последние стадии осаждения солей в осадок выпадают небольшие доли
калийных и магнезиальных солей. Условия образования отложений калийных со-
лей могут быть различны. По М.Г. Валяшко, для образования месторождений
135
необходимо прогрессивное испарение больших, непрерывно пополняющихся
масс океанической воды и изоляция главной части маточных растворов от общей
массы океанической воды. Во-вторых, образование достаточного слоя насыщен-
ных калийными солями рассолов с открытой поверхностью, которые постоянно
пополняются. Важнейшие минералы морских эвапоритов представлены в табл.
21.
Таблица 21
Важнейшие минералы морских эвапоритов
Класс
Состояние
Минералы
Кристаллическая формула
Сульфаты
Безводные
Ангидрит
CaSO
4
Барит
BaSO
4
Целестин
SrSO
4
Водные
Кизерит
MgSO
4
.
2H
2
O
Гипс
CaSO
4
.
2H
2
O
Полигалит
Ca
2
K
2
MgSO
4
.
4H
2
O
Астраханит
Na
2
MgSO
4
.
4H
2
O
Гексагидрит
MgSO
4
.
6H
2
O
Эпсомит
MgSO
4
.
7H
2
O
Каинит
K
4
Mg
4
[ClSO
4
]
.
11H
2
O
Галоиды
Безводные
Галит
NaCl
Сильвин
KCl
Флюорит
CaF
2
Водные
Бишофит
MgCl
2
.
6H
2
O
Карналит
KCl · MgO
2
.
6H
2
O
На континентах важнейшими системами галогенеза были соленосные озе-
ра, в меньшей мере – солонцы и солончаки. Соленые озера делятся на
содовые
,
сульфатные
и
хлоридные
.
В содовом или карбонатном типе озер главные компоненты –
CO
3
2–
,
(HCO
3
)
–
, SO
4
2–
, Na
+
, K
+
, Ca
2+
, Mg
2+
.
Сульфатный тип представлен
SO
4
2–
, Cl
–
, Na
+
, (K
+
), Mg
2
+
, встречаются ионы
CO
3
2–
, (HCO
3
)
–
.
Среди сульфатных рассолов выделяются два подтипа: сульфатно-
натриевый и сульфатно-магниевый.
Главные компоненты хлоридного типа озер –
Cl–, Na
+
, (K
+
), Mg
2+
, Ca
2
+
,
реже встречаются
CO
3
2–
, (HCO
3
)
–
, SO
4
2–
.
Последовательность фиксации отдельных элементов при образовании со-
лей может быть представлена следующим рядом (слева направо):
Для каждого из них характерна своя парагенетическая ассоциация макро- и
микроэлементов. Вначале осаждаются менее растворимые, затем более раствори-
мые соли (рис. 20). Калийные соли выпадают в конце процесса.