Фролов В.Т. Руководство к лабораторным занятиям по петрографии осадочных пород

Подождите немного. Документ загружается.

Химический анализ

Изучение химического состава глинистых пород — необ-

ходимый вид их исследования. В настоящее время оно про-

водится главным образом для установления минералогиче-

ского состава (включая количественные соотношения между

минералами), а также для выявления геохимических пока-

зателей обстановки образования, в целях корреляции разре-

зов и при определении их полезных практических свойств.

В последнем случае чаще всего проводят валовой химический

анализ, который дополняется различными методами рацио-

нального анализа, а именно: получением и исследованием

водной, солянокислой, содовой и других вытяжек. По полу-

ченным данным с помощью микроскопического изучения и

других исследований (термический, рентгеновский и другие

анализы) определяют минералогический состав глин, чаще

всего приближенно.

При специальных минералогических исследованиях глин

валовой химический анализ всей породы заменяют анализом

(также силикатным) отдельных фракций, выделяющихся от-

мучиванием, разделением в тяжелых жидкостях, магнитной

сепарацией, отбором под лупой и т. д. Это дает возможность

сложную по составу минералов глинистую породу, в которой

ломимо глинистых обычно присутствуют обломочные и аути-

генные неглинистые минералы и органическое вещество, раз-

делить на более простые части, нередко оказывающиеся

практически мономинеральными. Особенно большое значение

имеет анализ фракции меньше 0,001 мм, в которой преобла-

дают глинистые минералы, а примесь неглинистых терриген-

ных и аутигенных минералов минимальна или ее нет. По-

этому чаще всего эту фракцию и подвергают химическому

анализу, а изучение других, несмотря на полезность и жела-

тельность, остается факультативным.

Фракцию меньше 0,001 мм, которую получают отмучива-

нием (см. стр. 212), следует собрать в необходимом количе-

стве.

М. Ф. Викулова и Т. С. Берлин («Методическое руко-

водство по... изучению глин», 1957, стр. 293) приводят расчет

общей минимальной навески для полного силикатного анали-

за с рядом дополнительных определений. Она достигает 6 г.

Естественно, лучше иметь большее количество этой фракции.

Если в глинистой 'фракции предполагается наличие помимо

глинистых минералов свободных окислов кремния (опал,

кварц), алюминия и железа,.а также пирита, карбонатов и

других, оно должно быть определено отдельными реакциями

220

http://jurassic.ru/

^«Методическое руководство...», 1957, стр. 294—298). Выяв-

ленное количество этих соединений должно быть вычтено из

данных силикатного анализа.

На основании данных химического анализа и других ме-

тодов может быть рассчитана, при большей или меньшей мо-

номинеральности глины или фракции меньше 0,001 мм, хи-

мическая формула главного (преобладающего) глинистого

минерала. Эта формула может быть эмпирической, отражаю-

щей относительные молекулярные количества окислов, уста-

новленных химическим анализом, или структурной, отражаю-

щей помимо состава строение минералов (их кристаллическую

•структуру). Хотя после изучения структур глинистых мине-

ралов рентгеновским методом эмпирические (окисные) фор-

мулы потеряли свое значение (поскольку в действительности

тлинистые минералы состоят не из окислов), многие литоло-

ги считают полезным строить их и сейчас, поскольку они

отличаются простотой и наглядностью.

Для расчета формул необходимо процентное содержание

окисла разделить на его молекулярный вес и затем получен-

ные молекулярные количества всех окислов выразить через

молекулярное количество (принимаемое за единицу) одного

из них (например А1

0з для каолинитовой группы) или через

сумму (также принимаемую за единицу) молекулярных ко-

личеств (АЬОз и Fe

— для монтмориллонитовых и гидро-

•слюдистых минералов). Если анализом установлены FeO и

MgO,

то к этой сумме относится

/з суммы молекулярных

количеств этих окислов. Примеры расчета структурных фор-

мул приведены М. Ф. Викуловой и Т. С. Берлин («Методиче-

ское руководство...», 1957, стр. 299—302).

При менее детальных исследованиях ограничиваются вы-

числением отношений ряда окислов, чаще всего отношения

молекулярных количеств Si0

к сумме полуторных окислов

(А1

0з + Ре

0з или R

). Для минералов группы каолинита

это отношение минимально и варьирует около 2; для гидро-

слюд оно несколько больше, но обычно редко превышает 3;

монтмориллонитовые минералы отличаются максимальным

отношением, обычно превышающим 4 и достигающим 5—6.

Эти основные группы глинистых минералов отличаются также

составом поглощенных катионов и количеством гигроскопи-

ческой влаги (Н

0~), практически отсутствующей в каоли-

нитовых глинах (меньше 3%), содержащейся в небольшом

количестве (3—6%) в гидрослюдистых и обильной (свыше

10%) в монтмориллонитовых. Каолинитовые глины отлича-

ются ничтожным содержанием поглощенных катионов, кото-

221

http://jurassic.ru/

рое в гидрослюдистых и монтмориллонитовых глинах значи-

тельно выше б% (Са, Mg, Na, К). В первых господствует нон

калия (3—8% и больше), во вторых — ионы натрия или каль-

ция. Содержание FeO может быть значительным и в тех и

в других глинах.

Термический анализ

Термический анализ — один из основных методов изуче-

ния глин, позволяющий в большинстве случаев без дорогого

химического анализа определять их минералогический состав.

В комплексе же с другими методами, включая и химический

анализ, этот вид исследования практически во всех случаях

приводит к определению как глинистых минералов, так и ми-

нералов неглинистой примеси при их заметном содержании.

На кривых нагревания фиксируются эндотермические-

реакции, связанные с потерей гигроскопической влаги, с раз-

рушением кристаллической решетки и потерей связанной

воды, с окислением некоторых минералов, а также экзотер-

мические реакции, обусловленные кристаллизацией аморфных

продуктов распада минералов, а в случае соответствующих

примесей — окислением органического вещества (около 300—

400°),

пирита (выше 400°) и окиси железа, выделяющейся,

например, из сидерита (выше 500°).

Каолинит характеризуется кривой (рис. 34) с одной ин-

тенсивной эндотермической реакцией с максимумом в интер-

вале 550—610° и двумя экзотермическими реакциями при

температуре в интервалах 925—1000° и 1200—1300°.

Эндотермическая реакция вызывается потерей кристалли-

зационной и конституционной воды, распадом решетки и

аморфизацией минерала. У мелкочешуйчатых или плохо

окристаллизованных каолинитов эта реакция начинается

раньше, а у хорошо окристаллизованных — при более высо-

кой температуре в пределах отмеченного интервала.

Первая, основная, экзотермическая реакция обусловлена

кристаллизацией А1

0з и образованием \—А1

0з и муллита,

вторая — кристаллизацией кремнекислоты и образованием

кристобаллита. Она выражается слабо, нередко отсутствует

и практически не играет роли в расшифровке минералогиче-

ского состава глин, которые редко нагреваются до'такой тем-

пературы. Поэтому термограммы каолинита обычно имеют

только два первых пика.

Такие типичные термограммы чистых каолинитов часто

осложняются дополнительными эффектами у хорошо окри-

сталлизованных некоторым подъемом кривой после эндотер-

222

http://jurassic.ru/

/200°

Рис.

34. Кривые нагревания каолинитовых (а) и галлуазито-

вых (б) глин (из Чухрова)

http://jurassic.ru/

мической реакции и развитием небольшой второй эндотерми-

ческой реакции (потеря воды, сохраняющейся в неполностью

разложившихся участках структуры), а у плохо окристалли-

зованных и переотложенных— низкотемпературным (до 150°)

эндотермическим эффектом, связанным с потерей гигроскопи-

ческой воды, которая при тон-

9701060

860

410

200 Ш S90B70

кой дисперсности содержится и

в каолинитовых глинах.

Другие искажения и услож-

нения кривой вызываются при-

месями иных глинистых, а так-

же и неглинистых минералов и

органического вещества.

Галлуазит по кривой нагре-

вания (см. рис. 34, б) 'сходен

с каолинитом и отличается

только небольшим (на 60—

80°) сдвигом в сторону более

низких температур основной

эндотермической реакции и бо-

лее частым развитием эффек-

та, отражающего потерю ги-

гроскопической воды.

Гидрослюды имеют кривые

с тремя эндотермическими и

одним экзотермическим эффек-

тами (рис. 35). Первая низко-

температурная эндотермиче-

ская реакция с максимумом

около 120—160° соответствует

потере гигроскопической воды

и отличается меньшей интен-

сивностью, чем вторая (отли-

чие от монтмориллонитов —

см ниже). Вторая эндотерми-

ческая реакция, начинающаяся

при температурах 450—500°, имеет максимум в пределах

550—650°.

Она обусловлена потерей ОН и частичным изме-

нением решетки. Третья эндотермическая реакция (интервал

850—950°), связанная с полным разрушением решетки, обыч-

но слабая.

Вслед за ней (между 900 и 1000°) обычно наблюдается

экзотермической эффект, отвечающий перекристаллизации

аморфных продуктов разрушения гидрослюд и образованию,

Рис.

35. Кривые нагревания гид-

рослюдистых глин:

а — гидромусковит (из Викуло-

вой);

б— преимущественно гидро-

мусковитовые глины средней юры

Дагестана; в— глауконит (из Ви-

куловой)

224

http://jurassic.ru/

в зависимости от типа гидрослюд, различных минералов —

шпинели, муллита и др. Железо понижает температуру пере-

кристаллизации (у гидробиотитов, глауконитов).

Монтмориллониты характеризуются кривыми с тремя эн-

дотермическими и двумя экзотермическими реакциями

(рис.

36).

Первая эндотермическая реакция, связанная с потерей

межслойной (гигроскопической) воды, наиболее интенсивна

и протекает между 100—250° с максимумом около 150—180°.

У монтмориллонитов с преобладанием в составе поглощенных

катионов Са и Mg вслед за этой реакцией иногда наблюдает-

ся некоторый эндотермический эффект (замедление подъе-

ма) кривой при температуре около 220—240°. Вторая эндо-

термическая реакция, в отличие от гидрослюд, менее интен-

сивная, чем первая, обусловливается выделением связанной

воды и разрушением решетки; она начинается около 450—

500°;

ее максимум находится в интервале от 500 до 700° —

в зависимости от типа монтмориллонитов: у более желези-

стых, а также у нонтронита и волконскоита — ниже 600°, у

богатого магнием гекторита — до 800°. Иногда этот пик двой-

ной, что, возможно, указывает на смешение монтмориллони-

тов разных типов. Третья эндотермическая реакция (в ин-

тервале 800—900°), выраженная нерезко, недостаточно изу-

чена.

Третья эндотермическая реакция сменяется экзотермиче-

ским эффектом (900—1100°), иногда выраженным очень рез-

ко.

Он вызывается кристаллизацией продуктов разложения

минерала и образованием шпинели, р-кварца, энстатита, ано-

ртита и других, в зависимости от состава монтмориллонита.

Вторая экзотермическая реакция (1200°, образование муллита

или кордиерита) наблюдается редко-

Монотермитовые глины, занимающие промежуточное по-

ложение (стр. 184) между каолинитовыми и гидрослюди-

стыми (или монтмориллонитовыми), характеризуются проме-

жуточным типом термограмм (рис. 37), на которых главным

является эндотермический пик в интервале 525—610°, а две

другие эндотермические реакции (при 120—200° и 750—925°)

обычно слабые, иногда вообще не проявляются.

Экзотермическая реакция в интервале 800—1000° чаще

всего четко отражается на кривых; на некоторых термограм-

мах фиксируется слабая экзотермическая реакция около

1100°.

Бейделлитовые глины, также занимающие промежуточное

положение между каолинитом и монтмориллонитом, дают

Зак. 172 225

http://jurassic.ru/

термограммы, близкие к монтмориллонитовым и одновремен-

но связанные переходами с монотермитовыми (см. рис. 37).

В отличие от монотермитовых пик первой эндотермической

I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I

200

ООО ООО

1000

0 200 Ш 600 800 W00"

Рис.

36. Кривые нагревания Рис. 37. Кривые нагревания

монтмориллонитовых глин; монотермитовых (М) и бей-

последние два образца — деллитовых (Б) глин; по-

. более железистой разновид- следний образец имеет кри-

ности (из Викуловой) вую, близкую к монтморил-

лонитовому типу (из Вику-

ловой)

реакции у них резкий и часто является, как и у монтморилло-

нитов, главным. М. В. Викулова («Методическое руководст-

во...»,

1957, стр. 286) предлагает считать за границу монотер-

митов и бейделлитов отношение первых двух эндотермиче-

ских реакций; если оно меньше 7з — считать монотермитами,

а при большей величине — бейделлитами.

Кривые потери веса, или кривые обезвоживания, играю-

щие большую роль при изучении глин и диагностике глини-

226

http://jurassic.ru/

стых минералов, у каолинитовых глин простые: до 400° они

почти прямолинейны, а в интервале 400—525° круто подни-

маются вследствие отдачи основной части связанной воды;

далее небольшой подъем происходит при 750—800° (полная,

дегидратация).

Кривая обезвоживания галлуазита отличается от каоли-

нитовой небольшим подъемом при низких (0—150°) темпера-

турах— отдача гигроскопической воды. Характер обезвожи-

вания гидрослюдистых глин мало изучен- Основная масса

воды выделяется при температуре от 300 (или 400°) до 660°;

нередко заметное количество выделяется при низкой темпе-

ратуре (до 100°) и небольшое — при 700—800°.

Кривые обезвоживания монтмориллонитов наиболее слож-

ны,

и в отличие от каолинитовых и, отчасти, гидрослюдистых

они не имеют резкого излома между температурой отдачи

последней межслойной воды и температурой потери ОН воды

решетки. Основная масса воды выделяется при температуре

до 200°, а полная дегидратация наступает при 800°.

Расшифровка кривых нагревания и кривых обезвожива-

ния глин смешанного (полимиктового) состава сопряжена

с большими трудностями и ведется, как уже отмечалось,

комплексом методов.

Изучение в электронном микроскопе

Изучение глинистых пород в электронном микроскопе

(стр.

75), являющееся в современной литологии обязатель-

ным видом исследования, позволяет определять: 1) степень

минералогической однородности фракции меньше 0,001 мм

(lp,),

что важно и при истолковании данных других методов;

2) форму, размер глинистых частиц и зерен неглинистых

минералов, в частности степень окристаллизованности и

разрушенности, наличие включений, степень дисперсности

глинистых частиц и т. д.; 3) минералогический состав — по

форме, размеру, толщине и т. д.; 4) приблизительно — коли-

чественные соотношения между минералами. Определение

глинистых минералов в одних случаях — при наличии харак-

терных признаков (например, субгексагональной у каолинита,

волокнистой — у палыгорскита, трубчатой — у галлуазита) —

производится сравнительно легко, а в других — требует при-

влечения иных методов: электронографии, химического, тер-

мического, рентгеноструктурного анализов и т. д.

М. Ф. Викулова по данным изучения в электронном микро-

скопе все минералы подразделяет на две большие группы:

227

http://jurassic.ru/

изомётривдой и удлиненной формой частиц. По другим осо-

бенностям л/формы, резкости очертаний, прозрачности для

электронов, что определяется в основном их толщиной, эти

группы .подразделяются на подгруппы.

Рис.

38. Схематические рисунки частиц каоли-

нита (1), галлуазита (2) и гидрослюд (3) под

электронным микроскопом (около Х6000)

Каолинит (рис. 38,1) чаще всего характеризуется изо-

метричной формой, псевдогексагональными очертаниями, рез-

кими контурами, ровной, часто значительной толщиной и,

нередко, большими размерами (больше 0,001 мм). Широко

распространен каолинит обломочный, переотложенный, у ко-

торого сохраняются лишь 1—2 грани. Такой же каолинит —

с развитием лишь некоторых граней — образуется и при бы-

строй кристаллизации гелей. Обычен каолинит измененный,

замещающийся другими глинистыми минералами, например

монтмориллонитом: контуры его становятся расплывчатыми,

толщина уменьшается по краям, форма — изъеденной и т. д.

Естественно, диагностировать такой минерал становится

труднее.

Диккит сходен с каолинитом и нередко отличается боль-

шими размерами, меньшей прозрачностью, более четкими

очертаниями и в целом лучшей псевдогексагональной формой,

хотя при растирании (минерал не размокает) она сильно

нарушается:

Галлуазит имеет форму иголочек (см. рис. 38,2), которые

228

http://jurassic.ru/

представляют собой полые трубочки (иногда заметно, что по

оси они более прозрачны, чем по краям). Всегда ли галлуа-

зит образует трубочки — пока неясно. При прокаливании до

400—500° трубочки разворачиваются, и тогда галлуазит не-

отличим от каолинита.

Гидрослюды (см. рис. 38, 3) имеют изометричную или удли-

ненную форму, резкие очертания, часто неправильные, остро-

угольные или, реже, закругленные окатыванием контуры:

нередко они щепковидны. Прозрачность различная, как и тол-

щина. Чешуйки глауконита чаще, чем гидромусковита, уд-

линенные (как и у вермикулита), неодинаковой толщины

(например, в синих кембрийских глинах Ленинградской об-

ласти),

в сильно железистых разностях (селадонит) —непро-

зрачные. При изменении (например, монтмориллонитизации)

контуры чешуек гидрослюд становятся расплывчатыми.

Монтмориллонит характеризуется изометричными чешуй-

ками неправильной формы, размеры их и толщина наимень-

шие по сравнению с другими минералами. Обычно они обра-

Рис.

39. Схематические рисунки частиц глаукони-

та (1), монтмориллонита (2), палыгорскита (3)

и бейделлита (4) под электронным микроскопом

(около Х9000)

зуют бесструктурные облачного вида агрегаты с нечеткими

очертаниями (рис. 39). При преобладании в составе погло-

щенных катионов Са чещуйки укрупняются и становятся ком-

коватыми. Предварительно высушенная фракция меньше

0,001 мм вследствие слипания чешуек дает более крупные

пластинки с четкими очертаниями. В некоторых Са-монтмо-

229

http://jurassic.ru/