Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

Таблица S-S

Средний минеральный состав глинистого сланца

Компоненты

Кларк

1281

JIellT и

Мид [1011

Яалов

11вЗ|

Шоу *

Уявср (14»1

Кварц

Полевые шпаты

Глинистые минералы

Окислы железа

Карбонаты

Другие минералы

Органическое вещество

22.3

30,0

25,0

5.6

5.7

11.4

34·

36.8

4,5

66.9

<0,6

3,5

<2,0

• Каолнннт я глнннстые минералы — 10. сернциг н пароголит— la. хлорит и ссрпентнн — g,

Таблица 8-4

Связь химического состава с размерностью·. По Груту 164]

* Среднее по 12 образцам глнн: I остаточная глина, 1 ордовикский глнннстый сланец 2 ме-

ловые глины и глниы остаточные (8) ледникового или современного происхождения. «Тонкие

глины» менее I мкы, «крупные глниы» от I до S ыкм H «алеврнт* от 5 до 50 мкм.

Таблица 8-5

Минеральный состав размерных различных фракций и глнн и глинистых сланцев.

По Груту 164]

Компоненты

Размерная фракция «глины**

Компоненты

Алеврит Крупная глина Топкая г лик»

Каолнннт н глинистые минералы

Серицит н парагонит

Кварц

Хлорит и серпентин

Лимонит, гематнт и пир;гг

Кальцит н долом-IT

По. |еные шпаты

Цеолиты

Титанит и рутил

Карбонатное вещество

Влага

7,5

16,6

36,7

8,2

3,0

10.5

12.6

3,0

1.7

0,2

0,9

17,0

21,2

19,3

10,3

5,5

7.5

7.2

7,5

2,0

0,9

1.3

23,2

22 1

13.1

7.3

5 7

7,3

6,9

1.7

0,6

4,1

Сумма

100,9

99,7

100

вые гл

нны ^остаашнес?

ГЛННу

глинистый маиец. S ИЫО-

Hel I мкм «пушаГганно» от Г/пТи.Г! «временного происхождения. «Тонкая гдива» ме-

нее ι мкм, «крупная глниа» от 1 до & мин и алеврнт от Б до 20 мкм.

342-

ТонкнЛ

Алеврит

Крупная

Тонкая

Компоненты

песок

Алеврит

глина

глнив

SiO

71,15

61,29

48,07

40,61

TiO

0,50 0,85

0,89 0,79

10,16 13,30

18,83

18,97

Окиси железа

3,72

3,94

6,91

7,42

MgO

1,66

3,31

3,56

3,19

CaO

3.65 5,11

4,96

6,24

0,86

1,32

1.17

2,57

1,19

2,20

2,33

1.17

2,57

2,62

П. п. п.

5,08

7,05

10,91 12,51

Ввиду того что модальные анализы глинистых сланцев очень труд-

но проводить, лишь небольшое их количество было опубликовано. Наи-

более удачная попытка произвести количественную оценку состава гли-

нистого сланца была сделана Шоу и Уивером [177], которые исполь-

зовали рентгеновский метод дифракционной абсорбции. Анализ около

300 образцов палеозойских и более молодых глин показал, что содержа-

ние кварца колебалось от 10 до 80%, составляя в среднем около 34%;

содержание полевого шпата колебалось от 0 до 30%, но в среднем со-

ставляло только 3,6%· В исследованных образцах карбонаты почти

отсутствовали (2,7%), хотя некоторые глинистые сланцы содержали

больше 50% карбонатов. Содержание глинистых минералов (получен-

ное за счет вычисления разности) в среднем составляло 64%, но коле-

балось от 50 почти до 90%. Сравните с минеральным составом, полу-

чаемым в результате пересчета валового химического состава (см.

табл. 8-5). Таковы, например, палеозойские глинистые сланцы штата

Иллинойс [60].

Минеральный состав алевритовой фракции отличается от минераль-

ного состава глинистой фракции, поэтому минералогия и химический

состав находятся в тесной зависимости от структуры пород. Соотноше-

ние между размером частиц и составом подтверждается химическим

анализом алевритовых и глинистых фракций искусственно выделенных

Трутом [64] (табл. 8-4).

Если мелкие фракции состоят из тех же самых минералов, что и

крупные (но в других пропорциях), то возможно подсчитать вероятный

•минеральный состав каждой фракции. Результаты таких подсчетов при-

водятся в табл. 8-5: в более мелких фракциях меньше кварца, но боль-

ше глинистых минералов (каолинита, серицита, парагонита и окислов

железа). Конечно, подобные минералогические отличия тесно связаны

с различиями в химическом составе этих же материалов.

Химический состав

Химический анализ остается одним из главных источников инфор-

мации о составе глинистых сланцев.

Кремнезем является основным компонентом всех глин и сланцев.

Он присутствует в качестве составной части глинисто-минерального

комплекса; в качестве обломочных силикатов и в виде свободной дву-

окиси кремния как обломочного кварца, так и биохимически осажден-

ного кремнезема (опал радиолярий, диатомей, спикул). Глинозем явля-

ется существенным компонентом комплекса глинистых минералов,

а также компонентом иевыветрелых обломочных силикатов—главным

образом полевйх шпатов. Исключительно высокое содержание окиси

алюминия предполагает наличие свободной гидроокиси алюминия (диас-

пор) или бокситового материала. Железо в глинистых сланцах присутст-

вует в качестве окисного пигмента, в виде составной части присутствую-

щих хлоритов и особенно в виде пирита или маркозита, сидерита или си-

ликатов железа. Степень окисления железа влияет на цвет глин (рнс. 8-9).

Окись магния встречается в хлоритовом комплексе или как компонент

доломита. Известь встречается главным образом в виде карбонатов,

хотя в некоторых сланцах она присутствует в больших количествах, чем

необходимо для образования карбонатов, и поэтому должна содержать-

ся в невыветрелых силикатах или в форме гипса. Щелочи представлены

в иевыветрелых обломочных силикатах (особенно полевых шпатах).

Калий адсорбируется имеющимися глинистыми минералами и является

343-

компонентом иллита или ттяп-

стой слюды, он также может со)·

держаться в глауконите. Боле&>

редкими компонентами являются

двуокись титана (в виде рутила),-

марганец, фосфор и оргзниче-

ское вещество.

Интерпретация химических

анализов сланцев связана со<

значительными трудностями, по-

тому что, как отмечалось выше

(с. 343), химический состав за-

висит от величины зерна, от зре-

лости осадка и от восстановле-

ния с помощью химических w

биохимических процессов многих

компонентов, удаленных при об-

разовании кор выветривания, за

счет которых сформировались-

осадки.

Влияние размера зерен ус-

пешно иллюстрируется сравне-

нием результатов анализа летней

алевритовой фракции, взятой из

пропластка ленточной глины, в

фракции ассоциирующей зимней глины (табл. 8-6,А и Б). Здесь

зрелость и постседимеитационная история материалов настолько

T а

ц а

8-&

Химический состав ленточных глин (осадка и породы)

[2345

Содержание двухвалентного железа FeOJ.Я

Рис. 8-9. Зависимость цвета аспидных слан-

цев от содержания закисного и окисного

железа

Обратите внимание, что красноцветяые сланцы

содержат не больше суммарного железа,

чем черные ]165].

Сланцы: / — красные, 2 —пурпурные, 3 — золе-

ные, 4 —черные

Компоненты

SiO

TiO

AIjO

FeO

MnO

MrO

CaO

O+

O-

SO,

59,20

1,20

16,14

4,36

3,24

0,09

3.14

2,52

3,82

1,97

1,16

1.15

О 17

1,94

50,33

1,13

19,17

6,50 \

2,52/

0,13

3.77

1,43

1.78

4.03

4,87

3,74

0,14

0,41

52,00

16,11

4,49

4,10

8,26

2.76 \

1,74 /

9,64»

2*·

0,09

62,74

16,94

/5,07

\ 1,59

3,05

1,39

6,07

3,20*

0,36

66,87

0,47

15,36

2,81

1.89

0,05

2,40

0,34

/ 1.21

\6,6&

1,35

Нет

0.23

О 28

0,04

Сумма

100,10

99,95 99,39

100,41

99,93

* Потерн прн прокаливании.

·* Включено в потерн прн прокаливания.

Т.

~7.\!?

тн

„

ий

влеернт, ленточный осадок поздвего ледникового возраста, Финляндия. Аналитики-

Локка 1401. Леппакозн j40).

В — зимняя глнна, та же что н А.

В — ленточная глина, северная часть озера Тимнскаминг (107].

Г — аргиллит, серия Кобальт (докембрий), район Кобальт, Оитаряо |107].

Д —аргиллит, Ферн-Крнк (докембрий), округ Дпкннсои, штат Мичиган, США. Айадвпи!

D. БруНН*

344-

идентичны, что различия в составе полностью обусловлены разли-

чиями в размерах зерен. Как можно видеть из таблицы, крупные

фракции богаче кремнеземом, тогда как мелкие материалы богаче

окисью алюминия, железом, калием и водой. Эти отличия, без сомнения,

отражают обогащение алеврита детритовым кварцем, а более мелких

фракций —глинистыми минералами: водными алюмосиликатами, содер-

жащими калий, и хлоритами, обогащенными железом и содержащими

магний.

Таблица 8-7

Средний химический состав глинистого сланца, усредненного осадка дельты

Миссисипи н подобных им отложений

Компоненты

SiO

58,10

55,43

60,15

60,64

56,30

69,96

TiO,

0,65 0,46

0,76

0,73

0,77

0,59

15,40 13,84

16,45

17,32

17,24 10,52

4,02

4,00

4,04 2,25

3,83 \

3,47

FeO

2,45

1,74

2,90

3,66

5,09 /

3,47

MnO

—

Следы

—

0,10

0,06

MgO

2,44

2,67

2,32 2,60 2,54

1.41

CaO

3,11

5,96

1,41

1,54

1,00

2,17

1,30

1,80 1,01

1,19

1,23

1,51

3,24 2,67

3,60

3,69 3,79

2,30

O+ \

5,00

/ 3,45

3,82

3,51

3,31

1,96

O- /

5,00

\ 2,11

0,89

0,62

0,38

3,78

0,17

0,20

0,15

—

0,14

0,18

•со,

2,63 4,62 1,46

1,47 0,84

1,40

0,64

0,78 0,58

—

0,28

0,3

— —

0,30

Органика

0,80*

0,69**

0,88*

—

1,18*

0,66

Прочие

—

0,06"

0,04

0,38** 1,98**

0,32

Сумма

99,95

100,48 100,46

99,60 100,00

100,62

• Углерод.

·· FeS

» BaO.

А — средний глнннстый сланец [28|. смесь образцов B н В.

B — составной образец нз 27 мезозойских и кайнозойских глинистых сланцев Аналитик

X Н. Стоке [281. . „ ,, _

В — составной образец нз 51 палеозойского глинистого сланца. Аналнтнк X. Н. Стоке 12S1

Г — невзвешенные средние данные 36 анализов аспидного сланца (29 палеозойских, I мезо-

80ЙСКНА, 6 нижнепалеозойскнх нлн докембрийских).

Д — невзвешенные средние данные 33 анализов докембрнйскнч аспидных сланцеа [115]

E — составной анализ 235 образцов нз дельты Мнссиснпн. Аналитик Дж. Штейгер [281

Средний состав глинистого сланца (табл. 8-7,А) существенно отли-

чается от типичной остаточной глины.

Различия частично наблюдаются за счет размера зерен. Изучение

результатов анализов Грута (см. табл. 8-4) нескольких размерных

фракций глии дает основание предполагать, что средний глинистый

сланец состоит из двух частей алеврита и одной части глины. Такая

смесь имеет состав, приближающийся к составу усредненного глинисто-

го сланца. При внимательном сравнении результатов анализа среднего

сланца с анализами остаточных глин (см. табл. 8-8) видны различия,

обусловленные не только добавлением алеврита, Остаточные глины со-

держат чрезвычайно мало щелочей и щелочных земель, тогда как

в среднем сланце их количество увеличивается. Другими словами,

усредненный сланец не просто перенесенная остаточная глина. Это

345-

смесь глины, алеврита, а также компонентов глинистой фракций, уда-ν

ленных ранее при выветривании, а затем частично восстановленных во-

время нли после процесса седиментации. Это касается в частности ка-

лия, а также до некоторой степени магния, которые, очевидно, входят^

в состав глинистых минералов и образуют аутигенные серициты и хло-

риты. Кальций обычно не привносится таким способом, но может связы-

ваться биохимическим путем. Не восстанавливается только натрий.

Химический состав некоторых глинистых сланцев заметно отличает-

ся от нормы, т. е. от обычного или «среднего» сланца. Сланцы, не со-

держащие алеврита, с необычно высоким содержанием кремнезема

(кремнистые сланцы), вероятно, являются диатомовыми или содержат

кремнезем вулканического пепла. Сланцы с низким содержанием крем-

незема и необычно высоким содержанием алюминия исключительно

тонкозернисты, имеют каолинитовый или, в редких случаях, бокситовый

состав. Глинистые или аспидные сланцы, особенно богатые железом,

содержат пирит, если имеют черную окраску; они могут быть также

обогащены сидеритом или содержать значительное количество желе-

зистых силикатов. Железосодержащие сланцы постепенно переходят

в шамозитовые и родственные им аргиллиты. Красноцветные сланцы

часто описываются как «железистые», хотя фактически содержание же-

леза в них может и ие превышать нормы (см. с. 344); они характери-

зуются присутствием скорее трехвалентного железа, чем двухвалентно-

го. Сланцы очень богатые известью и окисью магния, по всей вероят-

ности содержат кальцит или доломит. В пользу этого предположения

свидетельствует высокое содержание CO

, а также растворимых в кис-

лотах материалов. Если кальция больше, чем это необходимо для со-

единения с CO

, то, вероятно, присутствуют некоторые иевыветрелые

силикаты илн сульфаты. В последнем случае высокое содержание каль-

ция ассоциируется с DUCOKHM содержанием SO

В глинистых и аспидных сланцах калий почти всегда превалирует

над иатрнем. В сланцах, в которых наблюдается обратная зависимость,

содержатся скорее продукты абразии, чем глинистые минералы, йто

характерно для некоторых ледниковых глин и алевритов (см. табл.8-6).

Сланцы, обладающие существенной примесью вулканического материа-

ла, также могут иметь повышенное содержание натрия; натрий может

преобладать над калием (см. табл. 8-10

A и Б).

Сланцы с высоким содержанием углистых частиц медленно форми-

ровались в анаэробных условиях. Они обычно богаты соединениями

двухвалентной серы. Некоторые из них обогащены фосфатами.

Химический состав, кроме того что он проливает свет на возмож-

ный минералогический состав сланца (см. с. 343) и связан с его грану-

лометрией, определяется также обстановкой осадконакопления. По мне-

нию Мплло [108], глинистые сланцы пресноводного, солоноватоводного

и морского происхождения отличаются по валовому химическом} со-

ставу. Пресноводные сланцы имеют более низкое содержание как K

так и MgO по сравнению с морскими или лагунными сланцами. Эти

отличия вполне понятны, так как каолинит—характерный глинистый

минерал «кислых» пресноводных условий, тогда как глинистые мине-

ралы щелочных морских вод представлены монтмориллонитом йлн его

диагенетическим производным иллитом. Этн взгляды оспариваются

[51]. Многие исследователи считают, что существуют некоторые отли-

чия, в частности, по содержанию второстепенных элементов. Оказыва-

ется, что содержание бора и радиоактивных элементов в морских слан-

цах значительно отличается от неморских сланцев [125, 31]. Но на-

346-

дежность редких элементов как индикаторов обстановки осадконакоп-

леиия подвергается сомнению [29].

Кроме вариаций химического состава, обусловленных различиями

в структуре и вызванных привносом химических, биохимических и вул-

канических примесей, существуют вариации, связанные с различиями

в составе остаточных глин. Borr [175] считал глинистые осадки пере-

мытыми остаточными продуктами выветривания и полагал, что окись

алюминия как наименее мобильный окисел может концентрироваться

в наиболее зрелых выветрелых остатках. Такое обогащение может быть

замаскировано из-за колебаний содержания кварцевого алеврита

в сланце, поэтому необходимо пересчитывать результаты химического

анализа, исключая SiO

и TiO

. Содержание трех окислов MgO, CaO н

O постепенно уменьшается с увеличением содержания остатка, тог-

да как содержание K

O, SiO

и TiO

увеличивается. Количество железа

остается постоянным даже при значительном колебании других компо-

нентов [88, 115]. Как отмечалось выше, содержание натрия в вулкани-

ческих и ледниковых глинистых сланцах может быть выше нормально-

го: наиболее зрелые продукты выветривания обогащаются окисью

алюминия. Следовательно, отношение окиси алюминия и натрия явля-

ется надежным показателем зрелости.

Были предприняты многочисленные попытки рассчитать средний хи-

мический состав глинистого сланца (см. табл. 8-7). Кларк [28] был

одним из первых исследователей, который рассчитал средний состав

глин. Такие средние составы используются в геохимии для расчетов

баланса масс; они полезны в качестве эталонной величины, с которой

можно сравнивать результаты анализов сланцев с целью обнаружения

значительных отклонений от нормы.

Цвет

Цвету глинистых сланцев уделяется больше внимания, чем цвету

большинства осадочных пород. Геологи в полевых условиях при описа-

нии глинистых или аспидных сланцев указывают их цвет, например:

черный глинистый сланец, красноцветный аспидный сланец и т. д. Вооб-

ще, цвет глинистых Ii аспидных сланцев зависит от характера пигмен-

тации. Грубо говоря, чем темнее сланец, тем выше содержание органи-

ческого вещества в нем [167]. Черные сланцы особенно богаты углис-

тым материалом (см. табл. 8-9). По мнению Томлинсоиа [165], у крас-

ноцветных аспидных сланцев железа не больше, чем у черных, серых

или зеленых разновидностей (см. рис. 8-9). Различия в цвете указыва-

ют лишь на характер окисления железа [103, 55]. Последние данные

о содержании окислов железа в ассоциирующих красноцветных и не-

красиоцветных сланцах различных возрастов показали, что цвет крас-

ноцветных сланцев зависит не только от большого общего содержания

железа или окисного железа, чем у обычных пород [173]. Во многих

сланцах Fe

преобладает над FeO. Эти данные дают возможность

предположить, что разница в цвете обусловлена ие только восстанов-

ленностыо железа в некрасноцветиых сланцах, но и также удалением

некоторого количества восстановленного железа.

Красноцветные сланцы окрашены из-за присутствия тонкоизмель-

чеиной окиси железа (гематит).. В зеленых и черных сланцах железо

главным образом в закисном состоянии, ио как исключение окисное

железо присутствует в таких минералах, как глауконит. Сланцы, содер-

жащие сидерит, имеют свойство окрашиваться в серый или голубоватый

347-

цвет на свежем сколе, например в керне, но из-за неустойчивости сиде-

рита оии становятся коричневыми или бурыми при выходе пород «έ

дневную поверхность, даже в течение короткого промежутка времени.

Происхождение н значение красиоцветиости глинистых сланцев

остаются трудной проблемой. По мнению Ван-Хоутена [173], пигмент

окиси железа носит обломочный характер, унаследованный от красно»

цветных почв плоскогорий, образовавшихся в тропических и субтропи-

ческом климате. Существенным условием для сохранения красного

цвета является среда окисления на месте отложения. Такие условия

скорее связаны с местными географическими факторами, чем с клима-

тическими. Вообще красноцветные сланцы имеют континентальное про-

исхождение: одни из них аллювиальные; другие ассоциируют с эвапо-

ритами, свидетельствующими о сухом климате.

Диагенез глинистых сланцев

Глнны подвержены разнообразным постседиментациоиныч измене-

ниям; одни из них имеют физический характер, а другие химический.

Физические изменения включают уплотнение, сопровождающееся

уменьшением порового пространства и улучшением ориентировки гли-

нистых минералов; химические изменения включают превращение ми-

нералов на раннем этапе за счет реакции с окружающей средой н вну-

тренние преобразования и перекристаллизацию на более позднем этапе.

Уплотнение

Как уже отмечалось выше, пористость свежеотложениых илов

очень высока. Она может составлять 50% или более [166]. Пористость

глинистых сланцев заметно меньше. Хотя глина в среднем имеет по-

pwciocib 30—35%, пористость глинистого сланца на глубине 1800 M

составляет только 9—10% [70]. Уменьшение

пористости, сопровождаемое преобразованием

ила в глинистый сланец, в значительной сте-

пени является результатом уплотнения, кото-

рое происходит в результате давления выше-

лежащих слоев. Уменьшение пористости свя-

зано скорее со сжатием, чем с заполнением

пор, что подтверждается находками раздроб-

ленных скелетов рыб, раковии и других орга-

нических остатков [41, 42], а также смятием

песчаных даек [38] и заполнением трещин

высыхания [149J. Коэффициент сжатия—от-

ношение первоначальной мощности к мощно-

сти, фиксируемой в настоящее время — ко-

леблется от 2,6 для песчаного выполнения

трещин ди 6,0 для деформированных раковнн.

Подобное уменьшение мощности может при-

вести к образованию наклонов уплотнения,

когда сланцы перекрывают неуплотняемыс «поднятия», такие как ри-

фы [30].

Ати [70] и другие [70, 81] считали, что пористость является функ-

цией мощности перекрывающих пластов (рнс. 8-10). Руби [134] попы-

тался алгебраически выразить зависимость между пористостью и глу-

биной:

р=тсцв+с+о],

1000 -

t 2000 -

®зооо -

я 4000 -

s 5000 -

>6000 -

ιΖ 7000 -

8000

60 50 40 30 20 10 0

Пористость,%

Рис. 8-10. Соотношение

между пористостью и глу-

биной захоронения. По [30]

346-

где P пористость; В — мощность пород, подвергшихся эрозии; С —

константа; JJ глубина от поверхности. Зависимость пористости от глу-

бины усложняется двумя другими факторами; структурой и деформа-

циями. В целом тонкозернистые породы способны подвергаться уплот-

нению больше, чем крупнозернистые породы, поэтому при прочих рав-

ных условиях на данной глубине изменения пористости у иих более зна-

чительны. При деформации, как показал Руби, происходит уменьшение

пористости, что может быть выражено следующей зависимостью:

Pu=100—cos d

[ 1OO-Z

где Pu—пористость горизонтально залегающих пород; d — современ-

ный угол падения; P

— современная величина пористости. Уплотнение

начинается с момента отложения и продолжается в течение длитель-

ного периода времени. Как показало изучение карбонатных конкреций,

в сланцах уплотнение происходит в течение роста конкреций [127] и

сопровождается постепенным улучшением ориентировки глинистых пла-

стинок [118].

Диагенез

Химические и минералогические изменения начинаются почти сразу

после отложения ила. Другие изменения происходят в процессе старе-

ния осадка, а третьи начинаются, когда давление и температура ста-

новятся достаточно высокими для того, чтобы вызвать более радикаль-

ную перекристаллизацию. Относительная роль этих изменений и сте-

пень нх проявления (в особенности тех, которые предположительно

относятся к раннему этапу) являются предметом многочисленных дис-

куссий и до конца не определены. Одни ученые предполагают, что

глинистые минералы, образовавшиеся в зоне выветривания и вынесен-

ные потоками, претерпевают изменения, как только они попадают

в морскую среду [62, 108]. Другие ученые идут в своих предположения*

дальше и делают вывод о том, что равновесная ассоциация устанавли-

вается в свежеотложеином осадке [186, 105]. Грим полагал, что каоли-

нитовые глины, попав в морскую среду, преобразуются в иллиты и хло-

риты, а монтмориллониты превращаются в хлориты. Таким образом,

глинистые минералы чувствительны к обстановке осадконакоплеиия и

могут использоваться для установления характера древних, ныне исчез-

нувших обстановок. Эта точка зрения вызывала резкие возражения.

Исследования глинистых минералов в многочисленных океанических

осадках показывают, что в потоках, стекающих с прилегающих масси-

вов суши, содержатся те же глинистые минералы, что и в прилегающих

океанических отложениях [53, 12]. Глинистые минералы могут встре-

чаться в любой обстановке осадконакоплеиия [85] (см. табл. 8-9).

Изучение древних глинистых сланцев еще более убедительно в эточ

отношении. Фактически все основные глинистые минералы встречаются

в любом сланце. Минералогия глин, по-видимому, не коррелируется

с пресноводными, солоиоватоводными или морскимй фацнями молассо-

вой формации [102]. Подобным образом набооы глинистых мннеоалов

в сланцах в морских и неморских частях одной циклотемы в значитель-

ной степени аналогичны [124]. Некоторые исследователи глинистых

сланцев отрицают связь глинистых минералов с окружающей обстанов-

кой и объясняют различия в составе глинистых сланцев за счет измене-

ний характера источника сноса в период осадконакопления. Другими

словами, глинистые минералы считаются инертными и веДуТ себя

так же, как и любые другие обломочные минералы [176]· Исключен

иием, вероятно, является глауконит —продукт морского диагенеза.

Единственным же изменением, признаваемым сторонниками этой точки

зрения, является вторичное поглощение катионов (катиоиообмен)

в морской среде, которое, однако, ие изменяет основную структуру ре-

шетки ГЛИНИСТЫХ минералов.

Примеры вариаций в составе глинистых минералов в тех или иных

отложениях, древних или современных, помимо превращения одного

минерала в другой, можно объяснить другими процессами. При изуче-

нии меловых и третичных отложений бассейна верховья Миссисипи,

Прайор и Гласс [126] отмечали, что каолин доминировал в отложениях

аллювиального происхождения, а монтмориллонит во внешних нерито-

вых фациях. Оии исключали диагенез как объяснение такого явления

и относили различия осадков за счет различий в размере зереи не-

скольких видов глинистых минералов, дифференциальной флокуляции

или к различиям в размере агрегатов двух видов минералов. Практи-

чески к таким же заключениям в своих исследованиях осадков залива

Парна пришли Ван-Андел и Постма [5],

Хорошо известно, что ассоциация глинистых минералов в осадке

может изменяться при его погружении на глубину. С увеличением глу-

бины монтмориллонит и каолинит исчезают, и их место занимают иллит

и хлорит. Последовательность изменений с глубиной (и связанное

с этим увеличение давления и температуры) подробно изучалась на

образцах глинистых сланцев, собранных из глубоких скважин [178].

Другие изменения относятся к старению осадка. Например, древнепа-

леозойские глинистые сланцы главным образом иллитовые; мезозозой-

скне и более молодые сланцы чаще монтмориллонитовые. В древних

отложениях сравнительно меньше каолинита, чем в более молодых. Эти

различия частично можно отнести к стлнчным от современных атмо-

сферным и биосферным условиям, существовавшим в древности [177].

С увеличением температуры и давления в сланцах проявляются

прогрессивные минералогические изменения, которые можно рассматри-

вать как метаморфические. В целом греобразования касаются мине-

рального состава, а валовой химический состав существенно не изменя-

ется; исключение составляет потеря воды и двуокиси углерода [39, 115,

147]. Поэтому изменения главным образом носят изохнмический харак-

тер. Существует тенденция к частичному восстановлению железа в про-

цессе метаморфизма. Сравните, например, средний состав палеозойских

глинистых сланцев с аспидными сланцами (см. табл. 8-7).

Некоторые глинистые минералы могут выветриваться. Например,

при определенных климатических условиях возможно выщелачивание

калия из иллита. Каолин может преобразовываться в боксит. Эти изме-

нения тем не менее обратимы и в соответствующей обстановке дегра-

дированный иллит может присоединять калий, даже боксит может пре-

образовываться в каолинит [61, 49].

Классификация и петрология глинистых сланцев

Классификация

Глинистые сланцы в отличие от песчаников и известняков никогда

не имели исчерпывающей и рациональной классификации. Существую-

щая номенклатура традиционна и служит лишь для удобства, а вовсе

не выражает различий первостепенного значения. Очень часто иаша

350-

номенклатура учитывает только цвет и сланцеватость; поэтому мы опе-

рируем такими определениями как красиоцветиые глинистые породы,

мерные глинистые сланцы, зеленые аргиллиты.

Кароцци [25] классифицировал глины и сланцы главным образом

на основе структуры. Он выделял глины: 1) с остаточной изверженной

структурой; 2) с остаточной пирокластической структурой; 3) с массив-

ной, переходящей в слабослоистую структурой (фуллерова земля, глииы

угленосных разрезов); 4) слоистые глины (обычные сланцы); 5) с диа-

геиетическими оолитовыми и пизолитовыми структурами (диаспоровые

глины и бокситы); 6) структуры, указывающие на «диагенетическую

миграцию» (замещение раковин монтмориллонитом) и 7) структуры

диагенетической перекристаллизации. Эта классификация указывает на

происхождения глин или сланцев; цель похвальная, ио при этом в этой

классификации объединены обычные глииы в одну группу, а отделены

только редкие и экзотические типы.

Были сделаны попытки подразделить глинистые сланцы на типы,

связав их с основными группами песчаников [94, 115]. Крыиии считал,

что глины, ассоциирующие с граувакками, являются хлоритовыми,

встречающиеся с аркозами — каолииитовыми, а с ортокварцитами —

нллитовыми. Нанцем были предприняты попытки выделить эти типы по

их валовому химическому составу. Ни одна из них не оказалась успеш-

ной, вероятно потому, что изменения в структуре и соответственные

изменения в составе значительно больше, чем различия, связанные с ге-

незисом. Более того, глины гораздо менее дифференцированы по хими-

ческому составу, чем песчаники, и представляют собой более однород-

ную группу пород (исключение составляют глинистые сланцы с хими-

ческими или биохимическими примесями).

При современном уровне знаний нельзя точно выяснить, что именно

определяет состав глин. Мы точно не знаем, что означают данные раз-

новидности глинистых минералов; мы не знаем степени влияния на хи-

мический и минеральный состав природы материнских пород или кли-

мата области сноса; не знаем взаимосвязи, если таковая существует,

между составом и химизмом среды, в которой накапливаются глины; ие

знаем природы и влияния диагенетических изменений. До тех пор, пока

мы не будем располагать соответствующими данными по этим вопро-

сам, проблема рациональной классификации глин, основанная на соста-

ве и структуре (аналогичная классификации песчаников), останется не-

решенной. Трудности возникают из-за невозможности сделать анализы,

подобные тем, которые мы производили с песчаниками. Перечня пред-

ставленных в породе минералов недостаточно; недостаточен и перечень

с содержанием каждого компонента. Нам необходимо знать проис-

хождение минералов. В песчанике мы можем различать в шлифе

аутигенные и обломочные минералы, минералы, осажденные из раство-

ра, и те, которые образовались при изменениях на месте. Особенности

строения песчаников дают нам возможность классифицировать мине-

ралы и распределить их по генетически важным категориям и таким

способом прочесть историю породы. С глинистыми сланцами эти иссле-

дования могут быть проведены лишь в незначительном объеме. Поэто-

му наши сведения о глинах по сравнению со сведениями о песчаннках

н известняках примитивны и неполны.

Чтобы классификация была содержательной, она должна базиро-

ваться на генетически важных свойствах. Сможем ли мы определить

такие свойства сланцев? Как уже отмечалось, отношение окиси алюми-

ния к окиси натрия является показателем зрелости глин. Отношение

351-