Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

•методами, основанными иа дифференциальных скоростях оседания. На

эти скорости, наряду с размером, в значительной степени влияют фор-

ма и плотность частиц. Поэтому аналитические результаты вводят,

в заблуждение в том отношении, что величины размеров частиц, рас*

считанные по скорости падения, основаны на допущении, что яастицы

являются сферическими частицами кварца [92]. Более того, образцы до

начала анализа полностью диспергируются. Подобное диспергирование,

достигаемое с помощью физических или химических агентов, вероятно,

разрушает или, по крайней мере, значительно изменяет первоначальный

гранулометрический состав осадка. Многие глины, в особенности те,

которые накапливаются в морской воде, в период отложения были

в состоянии частичной или полной флокуляции. Кривые размеров ча-

стип, по данным анализа, могут быть совершенно непохожими иа кри-

вые размеров частиц первоначального осадка. Некоторые из теперь

однородных глин некогда представляли собой пеллеты и, вероятно,

переносились и отлагались в таком виде. Обычный анализ размеров

частиц подобных глин очень мало говорит об истории их отложения

[68].

Еще более ограничено применение гранулометрического анализа

к древним глинистым сланцам из-за влияния диагенеза на распределе-

ние размеров частиц. Благодаря тоикозернистости материала и, как

следствие, большой площади поверхности частиц, а также из-за не-

устойчивости некоторых глинистых минералов возможны днагеиетиче-

скне изменения. Подобные преобразования могут в значительной степе-

ни изменить гранулометрический состав. По этим причинам результаты

транулометрического анализа глин и сланцев следует интерпретировать

с большой осторожностью. Важным результатом анализа размеров ча-

стиц или даже беглого просмотра шлифов является обнаружение

в большинстве глинистых сланцев (это безусловно относится к наибо-

лее распространенным типам) очень большого количества алеврита.

Морские сланцы Псрри-Фарм (пенсильваиий) в Миссури, несмотря на

то,что представлены пластичной породой, содержат 74% (по массе)

мелкого песка и алеврита и всего 14% материала глинистой размер-

ности, остальное составляет карбонатный осадок [851. Подобный гли-

нистый сланец в Иллинойсе содержит 68% алеврита [921. Крынин под-

считал [94], что средний глинистый сланец содержит 50% алеврита.

Последние минералогические исследования сланцев показали, что они

состоят приблизительно из двух частей алеврита и одной части гли-

ны— соотношения, почти совпадающего с данными Келлера, Тинга и

Крамбейиа. Если принять эту точку зрения, то состав сланцев соответ-

ствует среднему составу материала, слагающего дельту Миссисипи

(табл. 8-1).

Особенностью некоторых глин является их пеллетовая текстура [59,

3, 68]. Пеллеты представляют собой небольшие, округлые агрегаты

глинистых минералов и мелкого кварца, рассеянные в матриксе. пред-

ставленном тем же материалом. Пеллеты могут отделяться от матрикса

оболочками органического материала. По размерам пеллеты составля-

ют в диаметре 0,1—0,3 мм, а в некоторых случаях достигают несколь-

ких миллиметров (в длину). Их образование приписывают действию

течения воды, в иных случаях они могут быть представлены фекальиы-ί

ми пеллетами [112, 68].

В некоторых глинистых породах осадочного происхождения про-

являются реликтовые структуры, унаследованные от материнских по-

род, из которых они образовались. Примерами являются сапролиты,

332-

которые произошли от различных грубых вулканических и матеморфи-

ческих пород. В этих породах достаточно хорошо сохранились «релик-

ты» первичных минералов, поэтому можно проследить первоначальную

гнейсовую сланцеватость, порфиробласты и тому подобные структуры.

Другим примером реликтовой структуры являются бентониты и

близкие к ним осадки, образующиеся in situ при цреобразоваиии вулка-

нического пепла (с. 387). Нерелнктовые структуры включают оолито-

вые и пизолитовые формы, возникающие в некоторых бокситовых и

Состав осадков дельты Миссисипи. По [138]*

Класс размерности

Диаметр, мм

Доля. %

Крупнозернистый песок

Средиезерннстый песок

Тонкозернистый песок

Очень тонкий песок

Алеврит

Глина

1,0—0.5

0,5—0,25

0,25—0,125

0,125—0,0625

0.0625—0,0312

0,0312—0,0156

0,0156—0,0078

0,0078—0,0039

Менее 0,0039

Следы

2^}

30 ι

Всего 100

* Таблица составлена на основании анализа 300 образцов, взятых с поверхности и нз скважня.

диаспоровых глинах. Известны также псевдоморфные замещения раку-

шечного материала монтмориллонитом и диагенетически перекристал-

лизованные структуры, подобные «метакристаллам» иллитовой слюды

в тонкозернистой иллитовой основной массе. Большинство глинистых

сланцев, однако, не проявляет ни одной из этих особенностей; они либо

бесструктурны, либо слоисты.

Тонкослойные сланцы характеризуются ориентированными пластин-

чатыми слюдистыми компонентами, параллельными плоскости наплас-

тования, что хорошо видно под микроскопом. Хотя отдельные кристал-

лы располагаются не строго параллельно к плоскости напластования,

шлифы, приготовленные перпендикулярно к этой плоскости, проявляют

эффект одновременного погасания, как и в случае если бы шлиф был

сделан из единого кристалла. В пластинчатых минералах световые ко-

лебания медленнее и параллельны спайности, поэтому проявляется па-

раллельное погасание — эффект агрегатного погасания.

Однако в некоторых глинах и сланцах глинистые минеоалы про-

являют беспорядочную ориентировку [83]. Подобное явление может

быть результатом аутигенной кристаллизации на месте. В других слу-

чаях подобное явление вызывается нарушением первичной структуры

илоядиыми донными организмами.

Свежеотложениые илы имеют чрезвычайно высокую водонасыщен-

ность и очень большую пористость. Первоначальная пористость может

составлять 70—80% [166]. Поскольку в среднем в глинистых сланцах

пористость составляет только 13%, то это означает, что первичные

отложения были сильно уплотнены и обезвожены. Тот факт, что умень-

шение пористости происходит скорее за счет уплотнения, а ие выпол-

нения пор (как у песчаников), подтверждается постепенными измене-

333-

ниями структуры, которые направлены иа то, чтобы ориентировать

глинистые пластинки параллельно друг другу и плоскости напластора*

ния [118]

Сланцеватость

Многие сланцы проявляют первичную сланцеватость — свойство

пород расщепляться или раскалываться вдоль сравнительно гладки*

поверхностей, параллельных напластованию. Это свойство связано

с ориентировкой содержащихся в глинах слюдистых минералов. Одни

породы сильно сланцеваты, другие слабо.

Аллинг [4] и Иигрэм [76] предприняли попытки создать шкалу

сланцеватости (табл. 8-2) и соотнести сланцеватость с составом.

Таблица 82

Шкала сланцеватости

Алшнг |4|

Ингрэтт [761 Мак-Кн и Уэйр 1103)

Массивные

Пластинчатые и плитчатые

Мощнопластовые

Тонкопластовые

Сланцеватые

Д1ассивиые

Чешуйчатые

Плитчатые

Массивные

Блоковые

Слоистые

Плитчатые

Сланцеватые,

п.пнтчатые

Листоватые

Глинистые

Как отмечали оба исследователя, повышенное содержание крем-

нистых или известковых материалов уменьшает сланцеватость (рис. 8-2).

Руби [134] также отмечал, что сланцеватость глин обратно пропорцио-

нальна содержанию карбоната кальция. С другой стороны, сланцы,

богатые органическим веществом, оказываются исключительно сланце-

ватыми, как видно на примере чер-

ных сланцев. Однако биотурбнро-

ванные сланцы, также как и алев-

ритистые аргиллиты, не сланцева·

ты. Руби отметил, что сланцеватость

не везде параллельна плоскостям

напластования, она четко выражена

в древних пластах, и что те породы,

которые имеют наибольшее падение

и наиболее выраженную агрегатную

ориентировку, проявляют заметную

сланцеватость. Возможно, сланце-

ватость является частично вторич-

ной текстурой, вызванной вращени-

кремнистые

ем или

ростом слюдистых мннера-

лов под давлением. Это явление

присуще аспидным сланцам, в кото-

рых кливаж пород располагается

обычно под большим углом к пло-

скостям напластования.

Весьма загадочно отсутствие

Известковые

Рис 8-2 Связь состава осадков со слан-

цеватостью н способностью расщеплять-

ся По [4].

/ — сланцеватые. 2 —тонкослоистые, 3 —гру-

бослонстые, 4 — пластинчатые и плитчатые.

В — массивные

334-

ъ аргиллитах сланцеватости как параллельной слоистости, так и любой

др! той, несмотря на тонкую слоистость и минеральный состав атидно-

го сланца.

СлоЙчатость

Слойчатость глинистых сланцев измеряется величиной 0,05—1 мм,

мощность большинства слойков глинистых сланцев ОД 0,4 мм. Слой-

чатость бывает трех видов: переслаивание крупных и мелких частиц,

таких как алеврит и глина; переслаивание светлых и темных слоев,

различаемых только по содержанию органических остатков, которым и

определяется их цвет; переслаивание карбоната кальция и алеврита

Рис. 8-3. Аргиллит группы Кобальт (верхний гурон), провинция Оятарно. Канада.

Без анализатора, X75.

Прослои алсорита, состоящие преимущественно нз угловатых зерен кварца н полеаых шаатол,

переслаиваются с Оолее мелнпм детритом (темный) аналогичного состава, но обогащенным хло-

ритом

Рнс. 8-4. Горючяе сланцы Грин-Рлвер (эоцен), Колорадо. Без анализатора, х75

Coci опт из прослоев, богатых органическим веществом (черные) и прослоен, содержащих меньшее

количество органического вещества (серые) и большого количеств:] карбоната (белый). Карбонат

составляет от 1/3 до 112 от всего состава. Присутствуют также очень мелкий обломочный киа;'Ц

и эутнгенешй ана.пьцкт

Рнс. 8-5 Ленточная глина (плейстоцен), Барабу, штат Висконсин. США.

Длина образца около 7 см. Присутствуют 6 лент или годов их слоев. Темные полосы — звмиве

тайны; слоистые. Солее мощные прослои — летние алевриты

S35

(DHC 8-3 и 8-4). Это переслаивание является результатом разных ско-

ростей оседания различных компонентов или различных скоростей по»

ступления материалов в бассейн осадконакопления.

Слойчатость может вызываться штормами или наводнениями или

другими более или менее спорадическими или случайными причинами.

Их можно отнести за счет сезонных флуктуации привиоса материала

117 18 1341. Если очень тонкие слойки выдержаны и ие проявляют

следов 'размыва, то очевидно, что штормы или вызываемые ими при-

донные течения вряд ли могли их формировать. Так как слойчатость

часто характеризуется

правильным чередовани-

ем мощностей (как сви-

детельствуют подсчеты

скорости седиментации

для древних отложений

пли наблюдаемой в на-

стоящее время), а строе-

ние подобно наблюдае-

мым в современных усло-

виях годовым слоям,

можно предположить, что

слоистость многих глин

имеет сезонный характер

(леиточные глины) и за-

висит от годового клима-

тического цикла (рнс. 8-5

и 8-6). Этот цикл опре-

деляет температуру, со-

леность и содержание

алеврита в водах, а так-

же сезонное образование

планктона.

Отсутствие слоистости—довольно обычное явление. Чрезмерно

равномерная седиментация на протяжении длительного периода вре-

мени может породить бесструктурный осадок; вероятной причиной

формирования подобного осадка является переработка ила бентосными

организмами [32, 112]. В последнем случае обычно присутствуют остат-

ки первичной слоистости.

Рнс. 8-G. Ленточный аргнллнт, группа Кобальт (до-

кембрий), поселок Уэльс, провинция Онтарио, Кз-

иада.

Обратите внимание на рассеянные мелкие гальки, перенесен-

ные плавучими льлями

Конкреции и другие текстуры

Глинистые сланцы и алевролиты обычно содержат конкреции.

Известковые конкреции несколько уплощены параллельно слоистости,

причем через них проходят плоскости напластования, что характерно

для миогих сланцев. Оии ярко выражены в алевритовых или алевропи-

товых пропластках. Черные сланцы часто содержат слои «конус в кону-

се», н в редких случаях кремневые желваки и пласты. Многим сланцам

свойственны септарии и конкреции глинистого железняка (все эти све-

дения изложены в гл. 12).

Минеральный состав сланцев и аргиллитов

Состав наносных глин и сланцев сложен и разнообразен так как

он состоит из продуктов абразии (главным образом, алеврита), конеч-

ных продуктов выветривания (остаточные глины) и химических, и

336-

биохимических примесей (рис. 8-7). Эти примеси или выпадают в оса-

док из раствора и отлагаются одновременно с глинами, например кар-

бонат кальция, или же они поступают в процессе реакции или обмена

с окружающей средой (обычно морской водой), как, например, калий

или магний. Состав некоторых разновидностей или подклассов глини-

стых сланцев зависит главным образом от относительного вклада не-

скольких источников сноса; вследствие этого как минералогия, так и

химический состав изменяются в широких пределах. Типы и соотноше-

ния алевритов, имеющих механическое происхождение, зависят от

рельефа и климата области питания. Если эти материалы отсутствуют

Материнская порода

•

Глинистые сланцы

Рнс. 8-7. Происхождение глинистых сланцев

или редко встречаются, то глинистые породы обогащаются остаточными

материалами, и при соответствующих условиях оии обогащены хими-

чески осажденными кальцитом, арагонитом, сидеритом, шамозитом,

кремнеземом и в некоторых случаях органическим веществом.

Малый размер частиц затрудняет определение минерального соста-

ва глинистого сланца. Лишь крупные частицы (более 0,01 мм) можно

определить под микроскопом с достаточной точностью. Они такие же,

^как и зерна в алевритах и тонкозернистых песчаниках. Остаток пред-

оставляет собой нерастворимую массу. Тонкую фракцию можно отде-

лить, поместить в рентгеновский дифрактометр и приблизительно опре-

делить компоненты и их соотношения. Зная, какие минералы имеются,

можно подсчитать предполагаемый минеральный состав глины или

сланца исходя из их химических анализов [75, 106, 116]. Подобные

расчеты показывают, что крупные фракции представлены преимущест-

венно кварцем и полевыми шпатами, а мелкие фракции богаче глини-

стыми минералами, слюдами глин, хлоритом и гидроокисламн железа.

Глинистые минералы

Состав и текстура. Когда силикаты первичных кристаллических по-

род разрушаются при выветривании, они образуют среди других

соединений группу минералов, известную под названием «глинистых

минералов». Эти минералы представляют собой гидратированные алю-

мосиликаты, обычно с частичным замещением алюминия железом и

магнием. Они тоикозернисты, обычно менее 5 мкм, а в некоторых слу-

чаях их размер измеряется миллимикронами. Эти минералы встречают-

337-

ся не только в остаточных глинах, образованных в результате распад*

на месте материнских пород, но оии также переносятся и отлагаются

в виде осадка. Они образуют значительную часть глин и сланцев, ято

и определяет особенности этих пород, а также встречаются в смеси

с карбонатами в глинистых известняках и в смеси с обломочными ма*

териаламн, имеющими размер песка в некоторых песчаниках.

Глинистые минералы трудно определить из-за их очень малых раз-

меров. В шлифах редко удается правильно определить глинистые ми-

нералы. Для достоверных определений требуются специальные методи-

ки для выделения глинистых минера-

лов и изучения их химическим, опти-

ческим, рентгеновским и другими спо-

собами [26].

Обычные глинистые минералы

сланцев являются филлосиликатами,

которые имеют слоистую структуру,

в какой-то степени похожую на струк-

туру слюд. Эти минералы состоят из

двух типов слоев (рнс. 8-8). Один

представляет собой силикатный тет-

раэдрнческий слой, состоящий из

групп SiO

, соединенных вместе и об-

разующих гексагональную решетку

структуры Si

Oio, повторяющуюся бес-

конечно. Другой тип слоя представлен

окнсыо или гидроокисью алюминия,

слагающими два слоя плотно упако-

ванных атомов кислорода или гидро-

ксилов, между которыми располага-

ются октаэдрически координированные

атомы алюминия, в позиции, равно от-

стоящей от шести атомов кислород»

или гидроксилов. Фактически в этом

слое, имеющем гиббеитовую структу-

ру, только 2/3 потенциальных мест за-

нято алюминием.

Глинистые минералы относятся

к двум группам. В каолинито-

во й группе минерал характеризуй

ется двухэтажной (1:1 слой) решет-

кой, состоящей из одного октаэдрического или гиббеитового слоя, свя-

занного с одним кремиекислородным тетраэдрическим слоем. Эта ре-

шетка не расширяется в зависимости от изменяющегося содержания

воды и замещения на железо или магний в гиббеитовом слое неизвест-

ны. Другая группа глинистых минералов характеризуется трехэтажной

(2:1) решеткой. В этом типе решетки октаэдрический алюминиевый

слой расположен между кремнекислородными тетраэдрическими слоя-

ми. Несколько важных глинистых минералов принадлежит к трехэтаж-

ной группе. В монтмориллоните эти трехэтажные ячейки свобод-

но объединяются по оси с, а вода и катионы расположены между ними.

Количество воды изменяется таким образом, что величина с варьиру-

ется от 9,6 до 21,4 А. Минерал имеет разбухающую решетку. Трехслой-

ные соединения могут также объединяться калием, который благодаря

соответствующему ионному диаметру и координационным свойствам

ι ι £pAL Si 4^. ' - VVWVb

Шестерная координация Четверная коордииеция

Ал/У^/ХА я

A/WVNA

At rr—T

Ι-ΗΛΛΚΤ]

„ Sl "Al ^

Катионы

Mg(OH)

XXXXXVC

Рнс. 8-8. Тнпы глинистых минералов

н их структурные особенности. По

Петтнджону, Поттеру и Сиверу [ 122].

I — октаэдрическнЛ тип, IГ — тетраэдрнче-

ский тип.

— каолинит, 2 — мусковит. 3 —

монтмориллонит, 4 — хлорит, S — схемати-

ческое изображение смешаинослоЛной

структуры: слюда (I), монтмориллонит (21:

а— упорядоченные: 6 — неупорядоченные

338-

связывает структуру воедино столь плотно, что расширение невозмож-

но. Глинистая слюда, образованная таким образом, представляет собой

иллит. Хлоритовая группа также имеет трехэтажную структу-

ру, характеризующуюся внедрением бруситового слоя Mg(OH)

между

трехэтажными элементами. В каждой структурной группе возможны

многие варианты по составу. Хотя многим из них иа основании состава

даны специальные названия, можно считать, что каждая группа про-

являет беспредельно широкий диапазон состава. Глинистые минералы

классифицируются главным образом на основе их структуры (см.

рис. 8-8).

Основные группы глинистых минералов: каолинита, монтморилло-

нита, иллита или мусковита и хлорита. Главным членом группы каоли-

нита является каолинит, который имеет формулу (OH)

Oio.

Ан о кс и τ подобен каолиниту, за исключением молекулярного отно-

шения SiO

: AlaO

приблизительно равного трем вместо двух, что менее

обычно. Диккит и накрит, сходные с каолинитом по составу, ио

с небольшими отличиями по форме кристаллов, также являются члена-

ми данной группы. Однако они редко встречаются в осадках*.

Монтмориллонитовая группа, получившая свое название по глав-

ному минералу группы, монтмориллониту, имеет состав

(OH)

SieOio-ZiH

Магний обычно замещает часть ионов алюминия в решетке. В монт-

мориллонитовую группу входят бейделлит, который имеет моле-

кулярное отношение SiOiiAbO

равное трем, инонтронит, в кото-

ром окисное железо замещает алюминий.

Иллитовая, или глинисто-слюдистая группа включает иллит, ко-

торый имеет общую формулу

(ОН)

К„(Al

-Fe

-Mg

) (Si

-^-Al

) O

где «у» варьируется от 1 до 1,5. Иллит является разновидностью белых

слюд, но отличается от них, вероятно, тем, что содержит меньше калия

и больше воды, чем обычно свойственно слюдам. Кроме разновидностей

иллита, группа содержит глауконит [21].

Группа хлорита состоит из минералов богатых магнием, которые

широко представлены в сланцах и в которых ионы двухвалентного же-

леза занимают видное место.

Известно также множество «смешаннослойных» глинистых минера-

лов. Структура этой группы является результатом упорядоченного илн

неупорядоченного расположения основных глинистых минеральных па-

кетов друг относительно друга по оси с. В некоторых нз них отмечается

тереслаивание двух- и трехэтажных слоев. Подобные типы смешанно-

слойного строения обычно называют каолинит-иллитовыми, хлорпт-

нллитовыми и так далее, вместо того чтобы изобретать новые наимено-

вания для каждой смеси.

Помимо основных групп, перечисленных выше, некоторые глини-

стые минералы реже встречаются и имеют несколько отличную кри-

сталлическую структуру, например, галлуазит (ОН) I

Oe, а так-

же менее гидратированиый метагаллуазит (OH)

Oio и алло-

• По данным советских исследователей (А. В. Копелиовпч, В. Д. Шутов н др),

диккит является обычным минералом песчаников зоны глубинного эпигенеза. — Il ρ н м

ред.

339-

фаи, некристаллический взаимный раствор двуокиси кремния, окисщ

алюминия и воды в различных пропорциях. В некоторых случаях

в глинах обнаруживают вермикулит ипалыгорекнт (сепиолит

и аттапульгит). Ни один из этих менее распространенных глинистых

минералов не найден в глинах.

Ионный обмен представляет собой обмен ионов раствора иа ионы

твердого вещества. Отсюда следует, что при контакте твердого вещест-

ва с раствором произойдет взаимный обмен иоиов раствора на иоиы

твердого вещества. Глинистые минералы обладают этим свойством

в различной (не всегда заметной) степени. Вообще монтмориллонит

обладает большим потенциалом ионного обмена, в то время как у као-

линита эта способность слабо выражена. Иллит занимает промежуточ-

ное положение между вышеупомянутыми минералами.

Обменный ион может замещаться только другими ионами. Сам по

себе он не может свободно перейти в жидкость. Способ удержания

обменных ионов и точный механизм, с помощью которого происходит

ионный обмен, поняты не до конца. Высказаны различные точки зрения.

Для ознакомления с ними рекомендуем работы Келли [86, 87] и Гри-

ма [56, 58].

Распространение и происхождение глинистых минералов. Распро-

странение, происхождение и изменения глинистых минералов полностью

не изучены. Глинистые минералы образуются в основном при выветри-

вании алюмосиликатов, но они могут образовываться также в седимен-

тационной обстановке (ранне-диагенетическое происхождение) или

в условиях погребения на некоторую глубину (позднедиагенетическое

происхождение). Некоторые минералы являются скорее продуктами

гидротермального процесса, а не выветривания или диагенеза. Одни из

них могут быть образованы при осаждении из ионного раствора, другие

при кристаллизации геля. Келлер [84] дал обзор процессов, ведущих

к образованию глинистых минералов.

Глинистые минералы, по-вндимому, образуются в результате изме-

нения ранее существовавших минералов. Данное положение особенно

справедливо для пород почвенного профиля. Каолинит, монтморилло-

нит и иллит, вероятно, возникают в эезультате выветривания многих

видов пород в различных климатических условиях. Любой исходный

алюмосиликат может в результате выветривания переходить в каолинит;

при выщелачивании удаляются К, Na, Ca, Mg, двухвалентное железо

и добавляется водород [84]. Каолинит легко образуется нз гранитов,

тогда как по габбро чаще всего развиваются минералы группы монтмо-

риллонита. Силикаты К и Na, образованные н результате гидролиза

щелочных полевых шпатов, легко растворимы и выщелачиваются, тогда

как Ca, Mg и Fe имеют свойство соединяться с кремнеземом и образо-

вывать монтмориллонит. Каолинизации способствует «кислая среда»

подобная той, которая характеризует пресноводные условия. Монтмо-

риллонит обычно образуется из известково-мафических пород, включая

вулканический пепел, в среде, благоприятной для удерживания двухва-

лентных металлов и кремневой кислоты. Этому благоприятствует ще-

лочная обстановка. Для образования иллита необходимо соответствую-

щее количество калия. Четко установлено преобразование полевого

шпата в иллит на месте.

Различные глинистые минералы, какими бы ни были их материн-

ские породы и геохимическая обстановка образования, могут перено-

ситься и отлагаться в среде, отличной от той, в которой они образова-

лись. Некоторые петрологи полагают, что глинистые минералы очень

340-

подвержены изменениям и быстро приспосабливаются к новой среде.

Дальнейшие изменения могут происходить после захоронения и связан-

ного с ним повышения температуры и давления; новые изменения про-

исходят, когда породы переходят в зону метаморфизма* При эрозии и

выходе пород иа дневную поверхность происходят дальнейшие преобра-

зования. О них и их влиянии на минералогию глин будет идти речь

в разделе, посвященном диагенезу.

Другие минералы глинистых сланцев

Как уже отмечалось, большинство глинистых сланцев включают

крупную фракцию алеврита, значительная часть которой представлена

обломочным кварцем; полевые шпаты составляют меньшую долю. Эти

минералы были описаны в главе о песчаниках. Необломочные глини-

стые компоненты сланцев представлены биохимическими карбонатами.

Эти факты изложены в главе об известняках. Различные железосодер-

жащие минералы, включая глауконит, вулканическое стекло, биогенный

кремнезем и фосфатные компоненты, которые могут смешиваться

с обычными компонентами сланцев, описываются в других разделах.

Особый интерес представляет работа о полях стабильности железо-

содержащих минералов, в зависимости от окислительно-восстанови-

тельного потенциала (Eh) и среды осадконакоплеиия [91, 78]. Серни-

стое железо (главным образом пирит), шпатовый железняк (сидерит),

железистые силикаты (богатые железом хлориты, шамозит, глауконит)

и окись железа (гематит) представляют минеральный ряд, обусловлен-

ный увеличением окислительного потенциала. Присутствие этих минера-

лов, даже в небольших количествах, при условии если они действитель-

но возникли одновременно с осадконакоплением, является признаком

окислительной обстановки осадконакоплеиия. Однако эти минералы

могут формироваться и в диагенетической обстановке, возможно, после

-захоронения осадка; следовательно, важно установить время их обра-

зования.

Полагают, что величина рН сланца (определенная в водной сус-

пензии дробленой породы) та же, что была в воде в процессе осадкона-

коплеиия [151, 109]. Считается, что пресноводные глины имеют среднее

значение рН, равное 4,7, тогда как величина рН сланцев, которые

-отлагаются в морской или лагунной среде, или в озерах с известковыми

осадконакоплениями, достигает 7,8.

Средний состав глинистых сланцев

Средний минеральный состав глинистых сланцев, согласно опреде-

лениям различных исследователей, суммирован в табл. 8-3. Различия

между более ранними и сравнительно недавними оценками свидетель-

ствуют о совершенствовании нашего понимания глинистых минералов.

Значительную часть химического состава, относимую ранее к полевым

тппатам, окислам железа и другим компонентам, сейчас следует отно-

сить к глинистым минералам. Процентное содержание глинистых мине-

ралов в новых анализах значительно выше, благодаря усовершенство-

ванию методики их проведения, а также отчасти благодаря тому что из

числа образцов были исключены алевритистые глинистые сланцы.

"Тем не менее высокое процентное содержание кварца подтверждает точ-

тсу зрения, что обычные сланцы содержат значительное количество

алеврита (около 40% нли более).

341-