WWW.NEW.PDFM.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Собрание документов
 

Pages:   || 2 |

«УЧЕНЫЕ ЗАПИСКИ ТАРТУСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА ACTA ET C O M M E N T A T I O N E S UNIVERSITATIS TARTUENSIS VIHIK 286 ВЫПУСК ALUSTATUD 1893. a. ОСНОВАНЫ в 1883 Р. = TID GEOLOOGIA ...»

-- [ Страница 1 ] --

TARTU R IIK L IK U L IK O O L I T O IM E T IS E D

УЧЕНЫЕ ЗАПИСКИ

ТАРТУСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА

ACTA ET C O M M E N T A T I O N E S UNIVERSITATIS TARTUENSIS

VIHIK 286 ВЫПУСК

ALUSTATUD 1893. a. ОСНОВАНЫ в 1883 Р .

=

TID GEOLOOGIA ALALT

ТРУДЫ ПО ГЕОЛОГИИ

m f u. a TARTU RIIKLIKU LIKOOLI TOIMETISED

УЧЕНЫ Е ЗА П И С КИ

ТАРТУСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА

ACTA ET C O M M E N T A T IO N S UNIVERSITATIS TARTUENSIS

ViHIK 286 ВЫПУСК ALU STATUD 1893. a. О С Н О В А Н Ы В 1893 Г .

T I D G E O L O O G I A ALALT

ТРУДЫ ПО Г Е О Л О Г И И

VI Тарту 1971

R e d a k tsio o n ik o lle e g iu m :

A. R m u s o k s ( e s im e e s ), A. O r a s p l d ja A. L o o g (to im e ta ja )

Р ед а к ц и о н н а я коллегия:

А. Р ы ы м усок с (п р е д с е д а т е л ь ), А. О р асп ы л ьд и А. Л о о г (р е д а к т о р )

ТРУ ДЫ ПО ГЕО Л О ГИ И

VI Н а р усск ом, эстон ск ом и английском я зы к ах Т ар туск и й госуд ар ств ен н ы й ун и в ер си тет, Э С С Р, г. Т ар ту, ул. Ю ликооли, 18 О тветственн ы й р ед ак т ор А. Л о о г К орр ек тор ы Н. Ч и к ал ова, М. Р а й см а, О. М утть С дан о в набор 15/1V 1971 г. П о д п и са н о к печати 14/Х 1971 г. П еч. л истов 12,5 + 2 вклейки. У ч етн.-и зд ат. л истов 14,1. Т и р аж 500 эк з. Б у м а га ф абр ик и «К охила», ти п огр аф ск ая № 2. 6 0 X 9 0.'/i6 - M B 07523. З а к. № 2347 .

Т и п огр аф и я им. Х ан са Х ей д ем а н н а, Э С С Р, г. Т ар ту, ул. Ю ликооли, 17/19. III .

Ц ен а 1 р уб. 30 коп .

О ТЕХНИКЕ И МЕТОДИКЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ РЕНТГЕНОВСКИМИ

МЕТОДАМИ К. Утсал Исследования глинистых и других минералов проводились главным образом на дифрактометре УРС-50 ИМ и, реже, на ДРОН-1. Кроме того, характерные разновидности минералов дополнительно исследовались фотометодом в рентгеновских ка ­ мерах РКД-57,3 мм и реже РКУ-114,6 мм .

При фотометоде применялось Fe« неотфильтрованное излу­ чение, а при дифрактометрическом анализе отфильтрованное Сика-5 FeKa- и Сокх-излучение. Так как многие исследованные об­ разцы содержали много соединений железа, то обычно используе­ мое в практике дифрактометрии медное излучение не дало диф­ ракционной картины высокого качества. Причиной этого явля­ ется то, что длина волны медного излучения находится ниже края Ка'абсорбции для железа и, следовательно, в соединениях ж е ­ леза и их смесях с глинистыми минералами возникает сильная вторичная рентгеновская флуоресценция, вызывающая вуаль на рентгенограмме и высокий фон на дифрактограммах, получен­ ных на дифрактометрах УРС-50 ИМ. На рис. la, б и в приве­ дены три дифрактограммы одного ориентированного препарата, снятые с FeK СоК и Сик.- излучением. Поэтому излучение вы­ a-, абиралось в зависимости от химического состава минералов .

При исследовании окислов и гидроокислов железа на диф рак­ тометре ДРОН-1 обычно использовалось характерное кобаль­ товое излучение. Окислы железа до некоторой степени сами являются в этом случае -фильтром; железная фольга толщи­ ной 0,015 мм практически ^аспт все -излучения .





О структуре и классификации глинистых минералов Большая часть глинистых минералов является слоистыми си­ ликатами. Они состоят из тетраэдрических и октаэдрических сло­ ев .

в

–  –  –

Т е т р а э д р и ч е с к и й с л о й образуется кремне-кислородными тетраэдрами- В каждом тетраэдре атом кремния одинако­ во удален от четырех атомов кислорода или гидроокислов, распо­ ложенных в форме тетраэдра с атомом кремния в центре, чтобы сбалансировать структуру. Кремнекислородные тетраэдры в структуре глинистых минералов сгруппированы таким образом, что они создают гексагональную сетку, которая бесконечно пов­ торяется и образует лист или слой. Тетраэдры обычно располо­ жены так, что все их вершины обращены в одну сторону, а осно­ вания леж ат в одной и той же плоскости .

О к т а э д р и ч е с к и й с л о й образуется структурными еди­ ницами, состоящими из двух слоев плотноупакованных кислородов или гидроксилов, в которых атомы алюминия, железа и магния расположены в октаэдрической координации таким об­ разом, что каждый из них находится на равном расстоянии от шести кислородов или гидроксилов. Если в этих положениях н а ­ ходятся атомы алюминия, они заполняют лишь две трети из всех возможных положений, чтобы уравновесить структуру, которая в этом случае является структурой гиббсита А12(О Н )6. При на­ личии магния заполненными оказываются все положения. Такая структура также является уравновешенной и называется бруситовой. Она характеризуется формулой M g3(O H )6 .

Тетраэдрические и октаэдрические слои могут иметь электри­ ческий заряд или быть электрически нейтральными, в зависимо­ сти от характера изоморфных замещений в них. Среди возмож­ ных многочисленных замещений следует отметить замещение Si на А1 в тетраэдрическом слое (монтмориллониты и хлориты) и взаимное замещение Mg, Fe и Al в октаэдрическом слое (монт­ мориллониты и хлориты). В структуре мусковита, например, з а ­ мещение Si на А1 в тетраэдрах создает электрически отрицатель­ ный слой, который уравновешивается положительным ионом К-" 1 между тетраэдрическими слоями. Нам кажется, что всякие зам е­ щения в октаэдрических слоях более распространены, чем за м е ­ щение в тетраэдрических слоях .

По значению d (060) можно сделать вывод о заполнении окта­ эдрического слоя и по характеру заполнения предсказать, являет­ ся ли исследуемый глинистый минерал ди- или триоктаэдрическим минералом. Именно поэтому, при фотометоде главное вни­ мание было обращено на более точное определение местополо­ жения рефлекса 060 глинистых минералов на рентгенограмме .

Реже для этой цели пользовались дифрактометрическим мето­ дом. Причиной было то обстоятельство, что по ориентированным препаратам невозможно регистрировать рефлекс 060 глинистых минералов, а изготовить неориентированные препараты для дифрактометрического анализа обычно не удавалось, вследствие малого количества исследуемого чистого материала во фракции 0,001 мм. Кроме того, до настоящего времени не существует надежной методики для приготовления неориентированных пре­ паратов, дающих при дифрактометрическом анализе вполне удов­ летворительные рефлексы типа hkl, и особенно 060 .

По структурным признакам все исследованные нами глини­ стые минералы можно классифицировать на следующие основ­ ные типы, придерживаясь общепринятой классификации гли­ нистых минералов (Франк-Каменецкий, 1964) .

1. Двухслойный пакет или 7 А глинистые минералы (группа каолинитовых минералов) .

2. Трехслойный пакет или 10 неразбухающие глинистые минералы (группа гидрослюды) .

3. Трехслойный пакет или 10 А разбухающие глинистые ми­ нералы (группа монтмориллонитов) .

4. Структурный тип, состоящий из трехслойного и одно­ слойного пакета или 14 А глинистые минералы (группа хлоритов) .

5. Смешанно-слойные образования типа монтмориллонитгидрослюда и монтмориллонит-хлорит:

а) упорядоченные и

б) неупорядоченные .

6. Слоисто-ленточные структуры или группа сепиолитов и палыгорскитов .

Далее, по заполнению октаэдрического слоя, как сказано раньше, все выше приведенные слоистые структуры можно раз­ делить на диоктаэдрические и триоктаэдрические минералы .

Слоистые глинистые минералы, в которых заполнено только две третьих возможных октаэдрических позиций, называются д и о к т а э д р и ч е с к и м и, а минералы, у которых заняты все окта­ эдрические позиции, называются т р и о к т а э д р и ч е с к и м и .

Если межплоскостные расстояния d 060 глинистых минералов имеют значение 1,49— 1,50А (±0,005А ), то мы имеем дело с диоктаэдрическими минералами, Но если значение d 060 колеб­ лется в пределах 1,53—1,55 (±0,005А ), то в этом случае мине­ ралы являются триоктаэдрическими. Возможно, что имеются и промежуточные (Франк-Каменецкий, 1964), но нами до сих пор они не установлены .

Исследованными диоктаэдрическими минералами были к ао­ линиты (d 060=1,486— 1,490), гирдослюды (d 060= 1,496— 1,505), монтмориллониты (d060 = 1,500— 1,502) и смешанно­ слойные образования монтмориллонит-гидрослюда (d060 = 1,500— 1,505А). Триоктаэдрическими являются все исследован­ ные хлориты (d 06 0 = 1,540— 1,550А), некоторые монтморилло­ ниты (d 060= 1,536— 1,540А), смешанно-слойные образования монтмориллонит-хлоритов (d 0 6 0 = 1,543— 1,546) и шамозиты (d 060=1,552— 1,558А) .

–  –  –

Переоборудование дифрактометра УРС-50 ИМ для исследова­ ния глинистых минералов Стандартный дифрактометр УРС-50ИМ не приспособлен специально для изучения глинистых минералов. Он плохо реги­ стрирует отражения в области малых углов 1—5° вследствие большого фона. Это связано, главным образом, с рассеиванием первичного пучка рентгеновских лучей в воздухе. К сожалению, самые важные отражения таких глинистых минералов, как монт­ мориллонит, смешанно-слойный монтмориллонит-хлорит, гидро­ слюда и др., находятся в этой области .

–  –  –

Р ис. 4. П ульт уп р авл ен и я м оторчика гон и ом етр а и сам оп и сц а с д о п о л н и т ел ь ­ ной кнопкой .

Поэтому электрическая схема дифрактометра УРС-50 ИМ .

была дополнена автоматикой, и пульт управления е названны­ ми тумблерами был перемещен в положение вне сферы рассеян­ ного рентгеновского излучения. Эти дополнения состоят в следу­ ющем:

1. В переделке наконечника для выключения микротумблера на гониометре для автоматического выключения моторчика го­ ниометра в пределах углов поворота образца от 2°—85° .

2. В усовершенствовании электрической схемы дифрактометра для выключения тока на рентгеновской трубке и в моторчике самописца, переводящего ленту одновременно с выключением моторчика гониометра на задний угол поворота образца .

3. Включение моторчика гониометра и самописца после включения высокого напряжения и установки образца на началь­ ный угол производится нажатием на одну кнопку (рис. 4). Этим достигается синхронное включение моторчика гониометра и са­ мописца .

4. Перемещение пульта управления с тумблерами в более удобное положение так, что им можно пользоваться без защит­ ных перчаток (проверено прибором «Луч-А») .

Такая автоматизация процесса съемки дифрактограмм тре­ бует от оператора меньше внимания, так как каждое одновре­ менное выключение моторчика гониометра и самописца и вы­ ключение высокого напряжения сопровождается звуковым эф ­ фектом, дающим сигнал об окончании съемки .

При стандартном дифрактометре УРС-50 ИМ выключение мо­ торчика самописца и высокого напряжения производится вруч­ ную .

Немало внимания обращал автор и на технику безопасности при работе на дифрактометре УРС-50 ИМ. Д л я этого при помо­ щи прибора «Луч-А» измеряли величину рассеянного излучения (Си- и Fe-излучение) вокруг дифрактометра. Полученные ре­ зультаты в некоторых точках, доступных оператору, при работе превышали норму от 20 до 30 раз (при использовании стандарт­ ных защитных средств, предусмотренных заводом-изготовител е м ) .

Поэтому нами сконструирована совершенно новая система защиты от рентгеновского излучения вокруг дифрактометра УРС-50 ИМ (рис. 5). Эта система состоит из двух крышек, из­ готовленных из 1,0 мм-ого листового железа, между которыми висит свинцовая резина толщиной 3,5 мм. Вся система защиты находится на верхней крышке гониометра и упирается четырь­ мя точками на оперативный стол. На верхней крышке имеется окно размером 30X40 см, покрытое свинцовым стеклом, толщи­ ной 10 мм. Через это окно можно проследить местоположение образца и счетчика. Д л я смены образца на гониометре преду­ смотрены подвижные двери, делающие доступными держатель Р ис. 5. О бщ ий вид д и ф р ак т ом ет р а У Р С -50 И М, сн а б ж ен н о го новы ми за щ и т ­ ными к о ж у х а м и на гон и ом ет р ах Г У Р-4 .

образца и счетчик. Во время работы эти подвижные двери з а ­ крываются .

Пользуясь этой новой системой, нам удалось получить пол­ ную защиту от рентгеновского излучения вокруг дифрактометров УРС-50 ИМ. Измерительные приборы «Луч-А» и МРМ-2 показы­ вали в любых точках вокруг дифрактометра только натуральный фон 1—2 имп/сек .

Условия съемки и измерения дифрактограмм

На дифрактометрах УРС-50 ИМ применялась рентгеновская трубка Б С В -6 с железным и медным анодом .

Съемка с помощью трубки с железным анодом значительно снижает фон в том случае, когда образец содержит много желе­ зистых соединений. Другое преимущество железного излучения в сравнении с C u-излучением состоит в том, что рефлексы гли­ нистых минералов различаются лучше. Особенно это относится к близлежащим рефлексам (например, гидрослюдаоог и хлоритооз), так как длина волн железного излучения гораздо боль­ ше медного. Но с точки зрения экономии времени медное излу­ чение лучше. Кроме того, рентгеновские трубки с медным ано­ дом выдерживают более сильные нагрузки во время съемки, чем железные трубки. Этим обеспечиваются более интенсивные реф­ лексы плохо кристаллизованных глинистых минералов. Поэтому Fe- и C u-излучение выбиралось в зависимости от образца. При массовой работе скорость счетчика составляла 2° в минуту, а для уменьшения влияния статистической флуктуации самописца постоянное время увеличивалось до 8 секунд. Скорость движе­ ния лент самописца была 1 см в минуту. Д ля регистрации им­ пульсов использовался диапазон с чувствительностью 200 имп/ сек. Счетчиком был ионизационный счетчик типа МСТР-4 или СИ-4Р. Съемка проводилась с фильтром, находящимся перед образцом .

При массовом определении глинистых минералов дифрактометрическим методом главным образом использовались ориен­ тированные препараты, реже неориентированные и другие виды препаратов .

Напряжение и сила анодного тока на рентгеновской трубке выбирались так, чтобы пики в пределах углов © 1—7° достигали почти края дифрактометрической ленты. Обычно на трубке было напряжение 20—25 kV и сила тока 5— 10 шА .

Чтобы получить дифрактограммы хорошего качества с чет­ кими базальными рефлексами и низким фоном, пришлось ис­ пользовать тонкие ориентированные препараты на стекле, тонь­ ше 0,1 мм. Слишком тонкие пленки ориентированных препара­ тов меньше 0,01 мм дают на дифрактограмме при малых углах неприемлемый фон, характерный для аморфного вещества под­ ложки-стекла .

Для нагрева образцов выше 500 градусов использовались пластинки аморфного кварца; нанесенные ориентированные пре­ параты должны быть тонкими, чтобы они не испортились при на­ гревании .

Обработка образца глицерином и этиленгликолем произво­ дилась кисточкой или насыщением в парах этих жидкостей .

При исследовании смешанно-слойных минералов типа монтмо­ риллонит-хлорита и монтмориллонит-гидрослюды рефлексы со­ ответственно около 14 и 11 всегда по интенсивности умень­ шались после обработки глицерином. Очень наглядно это видно на дифрактограмме образца, который снят без обработки и по­ том после обработки глицерином. Режим на рентгенустановке был одинаковый (рис. 6 ). Частичное уменьшение интенсивностей базальных рефлексов глинистых минералов при малых углах в связано поглощением рентгеновских лучей в тонком слое глице

–  –  –

Если нормально линия фона в направлении от малых углов к большим в пределах © от 0 до 8° резко падает, то у образцов, богатых кварцем или доломитом, «новая линия фона» вначале падает нормально до 2° и потом повышается до максимума око­ ло 5° (в зависимости от направления на рентгеновской трубке)»

а затем снова падает .

Истинные рефлексы глинистых минералов наблюдаются на этой линии фона. Обычно линия фона вычерчивается в виде плав­ но падающей кривой, поэтому интенсивность рефлекса гидрослюда001 всегда переоценивается, и полученные количественные определения глинистых минералов ошибочны .

Особенно необходимо это учитывать при исследовании при­ шлифованных поверхностей глинистых и бокситовых пород .

Так как на пришлифованных поверхностях пород глинистые частицы обычно не имеют хорошей ориентировки, то пики на ди­ фрактограмме при режиме дифрактометра, используемом при изучении ориентированных препаратов, получаются слабые. Что­ бы усилить рефлексы на дифрактограмме, необходимо повысить напряжение и силу анодного тока на рентгеновской трубке. Но это вызывает сильное повышение и искажение линии фона на дифрактограмме .

Для получения более низкого фона на дифрактограмме, где рефлексы глинистых минералов были бы лучше изображены, не­ обходимо урегулировать нулевую линию самописца при помо­ щи потенциометра «уст. нуля». Без снижения фона сильные рефлексы зашкаливались бы. Если рефлексы на дифрактограм­ ме довольно сильные, то местоположение их максимума можно фиксировать более точно. Поэтому мы нередко использовали вышеописанный прием, особенно при изучении смешанно-слой­ ных минералов монтмориллонит-хлорит и хлоритов, если коли­ чество их в породе было небольшое. Этот прием был полезен так­ же при исследовании бокситов и карбонатов .

Обычно интенсивности рефлексов на дифрактограмме опре­ делены по высоте пиков в 100-бальной шкале. При более точ­ ных количественных определениях глинистых минералов в об­ разце использовались интегральные интенсивности .

Измерение углов @ проводилось по штрихам отметчика уг­ лов и стеклянной линейкой, с делением через 0,5 мм, когда одному сантиметру на дифрактограмме соответствовал один гра­ дус©. Д ля других скоростей счетчика и поворота образца исполь­ зовались специально изготовленные линейки из органического стекла, на которых деления были вычерчены через 0,05 градуса .

Переход от углов © к межплоскостному расстоянию в онгстремах производился с помощью таблиц, изготовленных нами по таблицам Я. Гиллера (1966). В таблицах даны межплоскостные расстояния через 0°, 01 © только для —K - j~ gl v —— при Cu-, Сои Fe-излучении .

Способы подготовки образцов глин для дифрактометрического анализа В связи с тем, что нами исследовался главным образом керновый материал, количество исследуемого образца нередко бы­ ло ограничено несколькими граммами или несколькими десятка­ ми граммов. Кроме того, множество образцов из коры выветри­ вания, относятся к слабо выветреным породам. Поэтому полу­ ченное количество фракции 0,001 мм, используемое для рент­ генографического исследования, нередко достигало только сотни миллиграммов. Это обстоятельство требовало специаль­ ной выработки методики для подготовки образца для дифракто­ метрического исследования .

Как известно, самыми характерными отражениями при рент­ геновской диагностике глинистых минералов являются базальные рефлексы (001). Их изучают при помощи ориентированных пре­ паратов. Д л я этого обычно выделяют фракцию 0,001 мм и из нее приготовляют ориентированные препараты .

Нами приводятся некоторые приемы подготовки глинистых пород для дифрактометрического анализа, которые не требуют специального выделения фракций .

О р и е н т и р о в а н н ы е п р е п а р а т ы. Несколько граммов глинистой породы слегка измельчают пестиком в ступке и по­ лученный порошок помещается в пробирку центрифуги, высо­ той около 12 см и объемом около 10 см3. Пробирка заполняется на 3 дистиллированной водой и помещается в специальный 20U местный штатив. Д л я получения более диспергированных су­ спензий, образцы одновременно взбалтываются на механиче­ ском вибрационном диспергаторе (рис. 9), котрый состоит из асинхронного электромотора, эксцентрика, шатуна, направляю ­ щей втулки и обоймы с 20 стержнями, на конце которых прикре­ плены маленькие резиновые диски диаметром около 8 мм. Эти стержни с дисками, входящие в пробирки с суспензией, вибри­ руют вверх-вниз до 20 раз в секунду, в зависимости от напря­ жения, подаваемого на электромотор. Амплитуда движения около 15 мм и ее можно регулировать ходом шатуна. Время взбалтывания в зависимости от сцементированности пород и предварительного измельчения колеблется от 5 до 30 минут .

После взбалтывания при помощи центрифуги частицы 0,001 мм осаждают на дно пробирок или оставляют суспензии стоять в пробирках 15—20 минут. В течение этого времени частицы р а з­ мером 0,01 мм оседают на дне пробирки, а в суспензии остают­ ся глинистые частицы размером около 0,001 мм. Маленькой пи­ петкой всасывают несколько капель с поверхности суспензии и переносят их на стекло или кварцевую пластинку для получения ориентированного препарата, размером 2X 3 см. Такие пронумеТруды по геологии VI 17 Р ис. 9. О бщ и й в и д м ехан и ч еск ого в и бр ац и он н о го д и с п ер г а т о р а в сер ед и н е, слева — ящ ик д л я приготовлени я ор и ен ти р ован н ы х п р еп ар атов, сп рава — а в то т р а н сф ор м ат ор д л я р егули р ован и я частоты вибрации .

рованные пластинки размещают на специальном ящике с мо­ лочным стеклом, который нагревается электрическими лампоч­ ками; это позволяет во время сушки пленки следить за качест­ вом препарата .

Опыт показывает, что приготовленные описанным путем ори­ ентированные препараты имеют более высокое качество, чем изготовленные из сухой фракции 0,001 мм, заранее выделен­ ной отмучиванием. Снятые с них дифрактограммы проявляют только сильные базальные рефлексы при низком фоне .

В природном образце глинистые частицы окружают более крупные зерна кварца и других неглинистых минералов. При слабом диспергировании в водной среде глинистые минералы отделяются от них легче, чем из агрегатов, которые образуют­ ся во время выпаривания тонкой фракции 0,001 мм .

Данный способ приготовления ориентированных препара­ тов производителен. В течение одного рабочего дня (6—7 часов) опытный сотрудник может подготовить до 60 шт. ориентирован­ ных препаратов. Образцы, не дающие устойчивой суспензии, тре­ буют больше времени. В таких образцах чаще всего встречают­ ся кальцит, доломит, гипс или каменная соль. В этом случае не­ обходимо декантировать прозрачный слой воды над осадком до получения устойчивой суспензии глинистых минералов .

П л о с к о с т и с к о л ь ж е н и я. Естественные плоскости сколь­ жения глинистых пород имеют почти ровную поверхность, и их можно непосредственно использовать для дифрактометрическо­ го анализа (Викулова, Дьяконов, 1966). Немного выпуклые или вогнутые поверхности также подходят, но в этом случае углы 0 несколько искажаются, так как ось гониометра не совпадает с поверхностью препарата. Мы использовали плоскости скольже­ ния размером 10X15 мм до 15X20 мм (Утсал, 19686). При при­ менении специальных держателей образцов размеры могут быть еще уменьшены .

Пр и ш л и ф о в а н н ы е п о в е р х н о с т и глинистых пород могут быть использованы для дифрактометрического исследова­ ния. Д ля этого необходимо пришлифовать кусочек глинистой, карбонатной или бокситовой породы на тонкой шкурке, чтобы получить ровную площадь размером примерно 1 5x20 мм. Ц еле­ сообразно произвести это на ровном вращающемся диске, з а р а ­ нее покрытом тонкой шкуркой .

Если глинистые породы не имеют преимущественной ориен­ тировки частиц, то на дифрактограммах проявляются базальные и небазальные рефлексы глинистых минералов и в этом слу­ чае мы имеем дело с природным неориентированным препара­ том .

При изучении более или менее чистых глинистых пород изло­ женный способ дает дифрактограммы хорошего качества, по ним можно определить 1) качественный и полуколичественный состав глинистых пород, 2) доминирующие неглинистые минералы как примеси, 3) степень ориентации глинистых минералов в породе и микрослоистость (Утсал, 1968в) .

Если в состав глинистых пород входит много кварца, кал ь­ цита или доломита, то ориентация глинистых частиц в породе является всегда неудовлетворительной, и для выявления базал ь­ ных рефлексов (001) глинистых минералов необходимо повы­ сить высокое напряжение, приложенное к рентгеновской трубке .

Это вызывает увеличение интенсивности белого излучения, как сказано раньше .

Н е о р и е н т и р о в а н н ы е п р е п а р а т ы на стекле или в специальных держателях, входящие в комплект дифрактомет­ 2’ 19 ра, использовались редко. В последнем случае применяли при­ ставки с вращающейся головкой. Д ля получения неориентиро­ ванного препарата (на стекле), поверхность стекла слегка сма­ зывается вазелином и через маленькое сито насыпается изучае­ мый глинистый порошок на стекло. Недостатком этого способа является то, что поверхность порошка на стекле нередко получа­ ется неровная, ось гониометра не совпадает с поверхностью пре­ парата и найденные утлы © немного неточные. Сглаживание по­ верхности образца со стеклом вызывает сразу преимущественную ориентацию глинистых частиц .

Более удовлетворительные результаты дает использованная нами следующая методика. Д ля подложки неориентированного препарата применяется кусочек стекла, размерами около 2X3 см. На стекло аккуратно наклеиваются две полосы из бумаги, толщиной около 0,3 мм. Расстояние между бумажными полоса­ ми на стекле выбирается в зависимости от используемого держ а­ теля образца, входящего в комплект гониометра (обычно 14±0,5 мм). Между бумажными полосами на стекле насыпается иссле­ дуемый образец в виде тонкого порошка или фракция 0,001 мм .

Слой порошка должен быть равномерно распределен по всему стеклу, и его толщина на стекле должна немного превышать толщину бумаги. Лишний порошок удаляется лезвием безопа­ сной бритвы. Окончательное сглаживание поверхности образца проводится или при помощи тонкой шкурки, покрытой с другой стороны плоским стеклом, или стеклом, имеющим матовую по­ верхность. Чтобы исследуемый порошок не осыпался с поверхно­ сти стекла подложки во время съемки, стекло целесообразно ранее смазать тонким слоем вазелина или клеем, которые после высыхания не дают дифракционных линий и не портят поверх­ ность препарата (силикатный клей для этой цели не годен). При изготовлении таким образом препаратов особое внимание следу­ ет обратить на то, чтобы поверхность порошкового препарата точ­ но совпадала с поверхностью бумажных полос. Если это условие не выполнено, то измеренные на дифрактограмме углы © будут немного искаженными. Также следует проверить, чтобы рентге­ новские лучи во время съемки не попадали на бумажные поло­ сы; последние дают на дифрактограмме два относительно широ­ ких максимума при углах 0 5— 15° (Cuk* -излучение), как видно на рис. 10. Чтобы исключить вышесказанные возможные недо­ статки препаратов, нами исследовался целый ряд веществ, таких как полиэтилен, полистерол, оргстекло, винипласт и др. (рис. 11), из которых можно изготовить специальные подложки — д е р ж а ­ тели порошкового препарата, имеющие форму кювета, ранее полученного с помощью бумажных полос. Проведенные опыты показали, что самым подходящим материалом оказался вини­ пласт, дающий дифрактограмму с самым низким фоном и самы­ ми низкими дифракционными максимумами .

о2 ^~ Р ис. 11. Н ек отор ы е д и ф р ак тогр ам м ы ам ор ф н ы х вещ еств .

а) 1 — ор га н и ч еск ое стек ло, 2 — рен тген овск ая пленка Р Т -1 и 3 — п ол и стер ол .

б) 1 — вин и пласт, 2 — п р ед м ет н о е стек ло, 3 — а м о р ф н а я к вар ц ев ая п л асти нк а, 4 — п р обк а и 5 — тор ф я н ой брикет .

В комплекте стандартного дифрактометра УРС-50 ИМ и ДРОН-1 имеется и специальная приставка ГП-4 для исследова­ ния крупнозернистых препаратов.

Но, по нашему мнению, эта приставка имеет ряд недостатков, из которых наиболее сущест­ венными являются следующие:

1. Невозможность исследования малых количеств порошка, вследствие большого объема специальных кюветов .

2. Во время вращения в вертикальной плоскости исследуемый порошок выбрасывается из кювета, засоряя гониометр, к тому же утрачивается порошок для последующих исследований .

3. Выпадение порошка с поверхности препарата обусловли­ вает неправильные углы © при дальнейшем измерении дифрактограмм. Получаются также неправильные соотношения интен­ сивностей. Интенсивности постепенно падают за счет того, что поверхность препарата во время съемки удаляется от оси го­ ниометра. Наши опыты при исследовании положения рефлек­ са 060 глинистых минералов показали, что за счет вышеописан­ ной причины угол © изменяется до 0°, 1 и больше. Эти исследо­ вания проводились на дифрактометре ДРОН-1, которым по пас­ портным данным гониометра ГУР-5 можно измерить углы © с точностью ± 2 0 сек .

4. Неудачно решен вопрос вращения образца в вертикаль­ ной плоскости, вследствие чего быстро выходят из строя рези­ новые ремни и металлический гибкий валик. Кроме того, во вре­ мя работы эта приставка с соответствующим моторчиком дает аномально сильный шум .

5. Неудобна юстировка и центрировка приставки ГП-4 на го­ ниометре .

В принципе эта приставка очень полезна при исследовании неориентированных препаратов глинистых минералов, так как благодаря вращению препарата увеличивается удельная по­ верхность образца, облучаемая рентгеновскими лучами и, сле­ довательно, получаются более сильные отражения на счетчике по сравнению с невращающимся препаратом. Кроме того, от­ ношения интенсивностей рефлексов должны быть более близкие к истинным, так как в этом случае менее влияет преимущест­ венная ориентация глинистых минералов в препарате .

Изготовление искусственных смесей для количественного определения глинистых минералов Самые надежные результаты для количественного определе­ ния глинистых минералов в изученных образцах дало их срав­ нение с ранее изготовленными искусственными смесями того же состава .

Имеются также другие более сложные методы изучения ко­ личественных соотношений глинистых минералов, такие как ме­ тод известных добавок, метод внешнего и внутреннего стандар­ та и др. (Бриндли, 1965, Дриц, 1958, 1960, 1961, Дьяконов, 1961, 1963, 1965, 1966 и др.). Но вряд ли эти методы при исследовании количественных соотношений глинистых минералов дают лучшие результаты, чем сравнение дифрактограмм с дифрактограммами, полученными из ранее изготовленных искусственных сме­ сей того же состава .

Нам кажется, что обычно невозможно измерить количествен­ ные соотношения глинистых минералов (с ошибкой ниже) с точР ис. 12. Д и ф р а к т о г р а м м е ги др осл ю ды ю из о б н а ж ен и я С ол увески .

ностью ± 10%, независимо от того, какой методикой пользо­ ваться. Нет сомнения, что самые большие ошибки могут возник­ нуть в случае, когда исследуемые компоненты находятся в смеси почти в равных количествах. Ответ на то, чем такое обстоятель­ ство обусловлено, дается ниже, при описании трудностей, воз­ никавших при исследовании искусственных смесей .

В связи с тем, что почти всегда одним компонентом иссле­ дуемых образцов был каолинит, а на втором месте — гидрослю­ да, нами больше всего уделено внимания.исследованию искус­ ственных смесей, изготовленных из чистого каолинита и гид­ рослюды. Образцы гидрослюды выбирались из среднедевонских отложений Эстонии (обнажение Солувески — D2nr). На диф рак­ тограмме и порошкограмме фракции 0,001 мм этой глины не было обнаружено других глинистых и неглинистых минералов в виде примеси (рис. 12) .

Д ля изготовления смеси использовали чистые каолиниты из коллекции М. Ф. Викуловой, любезно предоставленные ею для исследования как эталонный материал. Это были образцы — 37, '511, 237. Здесь и в дальнейшем номера образцов соответствуют номерам образцов коллекции М. Ф. Викуловой .

По литературным данным было известно, что каолинит обр .

37 очень хорошо окристаллизован, а другие — менее (Викулова, 1957, Дьяконов, 1961, 1963). Эти чистые эталонные глинистые ми­ нералы (гидрослюда из обн. Солувески — гидрослюдаю, обр. 37, 511 и 237) и смеси 50% гидрослюда10 + 50% каолинит37; 50% гидрослюдаю + 50% каолинит5ц и 50% гидрослюдаю + 50% каолинит2з7 исследовались также под электронным микроскопом .

Из каждого эталонного образца методом отмучивания вы­ делялись фракции 0,001 мм, далее осадок высушивался, слег­ ка измельчался и просеивался через сито с отверстиями 0,1 мм .

Искусственные смеси глинистых минералов изготовлялись взве­ шиванием на аналитических весах в сухом порошковом виде .

Смеси приготовлялись в соотношениях минералов каолинит:

гидрослюда 1:9, 2:8, 3:7, 4:6, 5:5, 6:4, 7:3, 8:2 и 9:1. К аж дая часть была весом 30 мг. Полученные порошковые смеси вначале тщ а­ тельно смешивались, затем высыпались в пробирку центрифуги, куда наливалось около 8 мл дистиллированной воды. Так они стояли несколько часов, затем все смеси одновременно взбалты­ вались на электромеханическом вибраторе, имеющем 20 мест .

Таким образом были созданы совершенно одинаковые условия приготовления искусственных смесей для двух серий (гидрослю­ да ю—каолинит37 и гидрослюдаю—каолинит5ц ). Взбалтывание проводилось при максимальной частоте вибрации 20 герц. Вре­ мя взбалтывания 30 минут. После взбалтывания на стенках и дне пробирок не было видно заметных агрегатов эталонных гли­ нистых минералов и суспензии остались устойчивыми в течение нескольких часов, без выпадения осадка на дно пробирки .

Из устойчивых смесей приготовлялись ориентированные пре­ параты на стекле по методике, описанной выше .

Из одной серии бинарных искусственных смесей было изго­ товлено 45 ориентированных препаратов, по 5 штук из каждой смеси. Все препараты исследовались на дифрактометре УРС-50 ИМ при обычном режиме установки .

Каждый препарат снимался несколько раз в области углов 0 равных 1,5—20°. Интенсивность рефлексов на дифрактограм­ ме измерялась по высоте пиков и по площади — интегральные интенсивности. Интенсивности дифракционных максимумов из­ мерялись линейкой от вершины пика до линии фона, а для вычи­ сления интегральной интенсивности использовались торзионные весы, где взвешивались вырезанные из кальки площади пиков;

с точностью ± 0,5 мг. Из полученных данных, по высоте и пло­ щади, отдельно высчитывалось среднее и определялось отноше­ ние Лкаолинит0о1 Лкаолинитоог _ Лгидрослюдаоо," Лгйдрмлвд^Г • По эт™ отношениям строился график, на котором на ординате откладывалось отношение Лкаолинитоо1 Лкаолинитпог *

------------—— или -г

------------------, а на абсциссе — уже известное Л ги дрослю да0 0 1 J г и д р о сл ю д а 0оз количество каолинита в %%-ах (см. рис. 13, 14, 15). На приве­ денных графиках (рис. 13, 14, 15) видно как сильно зависят ре­ зультаты количественного определения каолинита и гидрослюды от степени совершенства кристаллической структуры каолинита .

Если в искусственной смеси гидрослюдаю и каолинит37 в к о ­ личестве 50% каждого минерала по высоте отношение пиков Лгидрослюдаоо1- сосхавляет около 3, то в смеси гидрослюдаю и каоЛгидрослюдаски линит2з7 это отношение — 2 и в смеси гидрослюдаю и каолиН И Т 5 1 1 — только 1,3 .

–  –  –

Приведенные числовые значения и графики наглядно иллю­ стрируют трудности количественных определений гидрослюды и каолинита, если не известна степень совершенства их кристал­ лической структуры. По графикам видно, что вместо 2 0 % каоли­ нита можно получить 45% каолинита, если отношение Лкаолинитоо1 равно.1 .

у-----------—— J г и д р о сл ю д а 0 01 г При исследовании образцов из коры выветривания кристал­ лического фундамента Эстонии, где внешний вид дифрактограмм и ранее проведенные электронно-микроскопические и микроско­ пические изучения показали хорошую форму каолинитовых пластинок, нами использовались графики гидрослюдаю и каоЛИНИТ37 или гидрослюдаю и каолинит2з7- Но при исследовании осадочных пород равного возраста всегда пользовались гра­ фиком гидрослюдаю и каолинитбц .

A

–  –  –

Р ис. 15. Граф ики оп р едел ен и й к оличества каолинитабп в см еси с ги д р о сл ю д о й ^ .

В ерхн и й граф и к сост ав л ен по п л ощ ад и пиков, н иж н ий п о вы соте пиков. J K — и н тен си вн ость б а за л ь н о го р еф лек са каолинитабп и J — интен си вн ость б а з а л ь ­ н ого р еф л ек са гидрослю ды ю .

Немалую помощь могут оказать электронно-микроскопиче­ ские исследования искусственных смесей. На электронно-мик­ роскопических снимках можно видеть, что в смесях по 50% гид­ рослюдаю + каолинит37 и по 50% гидрослюдаю + каолинит2з7 пластинки каолинита нередко имеют шестиугольные очертания и гладкие базальные поверхности, в то время как для смеси по 50% гидрослюдаю + каолинит5ц это наблюдается меньше .

Д л я более объективной оценки степени совершенства кри­ сталлической структуры исследуемых каолинитов на всех ди

–  –  –

фрактограммах смесей измеряли высоты рефлексов каолинитаол от линии фона до самой вершины пика и полуширину пика. По этим данным было найдено отношение в ы сота пика к а о л и н и та0 01 п ол уш и р и на пика к а о л и н и та 0 01 При разных смесях и при разных концентрациях каолинита в изученных смесях эти отношения колебались от 4,2 до 58 .

Б о ­ лее наглядно эти результаты видны в приложенном графике (рис. 16). На этом графике на ось ординат откладывали отновы сота пика к а о л и н и т а0 01 ш е н и е -------------------------------------, а на ось абцисс известное коп ол уш и р и на пика к аол и н и т а 0 01 личество каолинита в % %-ах. Кривые построены по средним зна­ чениям для каждого препарата. Каолинитбп имеет наименьшую степень совершенства кристаллической структуры и его кривая является наиболее низкой, в то время как каолинит37 имеет на­ илучшую степень совершенства и его кривая находится выше других. Полученные результаты хорошо совпадают с данными Ю. С. Дьяконова (1961). Каолинит2з7 Дает кривую, находящую­ ся между кривыми каолинит37 и каолинит5ц, но ближе к каолиниту37. Электронно-микроскопические снимки методом реплика от поверхности ориентированных препаратов для дифрактометра тоже показали близкое сходство каолинита37 и каолинита237 .

Таким образом, по высоте и полуширине пика 001 каолинита можно получить приблизительное представление о природе као­ линита в изученных образцах .

Д ля количественных определений других глинистых минера­ лов также пользовались аналогичными графиками. Но, к сож а­ лению, при составлении этих графиков нами было использовано меньшее количество точек, чем у смеси гидрослюда-каолинит .

Обычно для каждой системы приготовляли 3—5 искусственных смесей, и их исследовали на дифрактометрах УРС-50 ИМ. Особые трудности возникли при изготовлении искусственных смесей с хлоритом и монтмориллонитом. Причиной было то обстоятель­ ство, что в нашем распоряжении было очень мало разновидностей чистых хлоритов и монтмориллонитов. Поэтому количествен­ ные определения таких минералов как хлорит, монтмориллонит, смешанно-слойные образования монтмориллонит-гидрослюда и монтмориллонит-хлорит, менее точные и их можно рассматри­ вать как полуколичественные, где трудно определить даж е точ­ ность в %%-ах. Кроме того, точность количественных определе­ ний глинистых минералов во многом зависит от исследуемого материала (образца). Это обусловливает качество дифрактограмм. Качество дифрактограмм нами оценивалось в четырех­ бальной системе (5, 4, 3 и 2). Отличными (5) являются дифрак­ тограммы, имеющие низкий фон и хорошо выраженные высокие рефлексы. Оценку неудовлетворительно (2) получили те редкие дифрактограммы, которые характеризуются высоким фоном и маленькими пиками .

Линия фона вычерчивается нами произвольно так, что эта линия более или менее плавно падала бы со стороны малых уг­ лов © (влияние первичного пучка рентгеновских лучей) к боль­ шим углам и всегда соприкасались бы с низкими точками дифрактограммной кривой. Линия фона является основой, от кото­ рой в вертикальном направлении измеряются высоты пиков на дифрактограмме. Самый высокий пик глинистых минералов в ин­ тервале 1- 8° считается равным 100, и остальные высоты пиков или интенсивности рефлексов колеблются соответственно от 0 до

100. Если пики неглинистых минералов, таких как кварц, (с d = 3,34 ), кальцит (с d = 3,035 А) и доломит (с d = 2,886 А) выше глинистых, то они нами отмечены свыше 100 (J = 100) .

При анализе искусственных смесей глинистых минера­ лов встречается еще ряд затруднений:

1) Степень совершенства кристаллической структуры не всег­ да одинакова для обоих эталонных образцов, из которых при­ готовляются искусственные смеси. Поэтому глинистый минерал с более совершенной структурой дает более сильные рефлексы, которые на дифрактограмме узнаются по узким и высоким пи­ кам .

2) Степень дисперсности анализируемых образцов различна .

В исследованных смесях размеры частиц гидрослюды в среднем были более дисперсны, чем частицы каолинита, что подтвержда­ ют электронно-микроскопические исследования эталонных об­ разцов. Наши опыты по исследованию глин Эстонии показали, что частицы гидрослюды обычно имели в поперечнике размеры в пределах 0,3—0,5 fi, и пластинки каолинита около 1 jx. При выделении фракции 1 ji отмучиванием в искусственных смесях гидрослюды и каолинита глинистые минералы имели разные р а з­ меры частиц. Более мелкие частицы глинистых минералов дали на дифрактограмме более диффузные рефлексы с широкими и низкими пиками и тем самым снижали точность определения интенсивности рефлексов 001, особенно по высоте пиков. Опти­ мальным размером частиц для дифрактометрического анализа считается около 5 (Хейкер, Зевин, 1963). Размеры гидрослю­ ды были более чем в 10 раз меньше, но размеры каолинита были в данном случае более подходящими .

3) Ориентация глинистых частиц на стекле не одинакова, так как ориентированные препараты изготовлялись из суспензии смесей (Gibbs, 1965, 1968; Gipson, 1966) .

Более крупные пластинки (по-видимому, каолинит) оседают быстрее паралельно поверхности стекла, более тонкие частицы оседают позднее на крупные и в промежутках между ними. Т а ­ ким образом создается возможность частичного перекрытия частицами гидрослюды более крупных пластинок каолинита .

Так как в дифракции рентгеновских лучей принимает участие только самая поверхностная 4часть пленки ориентированного препарата толщиной около 20(i, то толстые пленки на стекле не целесообразны для дифрактометрического анализа, особенно при исследовании рефлексов в малоугловой области рассеивания .

Кроме того, в малоугловой области удельная поверхность об­ разца, принимающая участие в дифракции рентгеновских лучей, гораздо больше, чем в области больших углов. Поэтому рефле­ ксы под малыми углами являются более интенсивными (влияние углового фактора) .

Опыт показывает, что тонкие слои около 0,01—0,02 мм всег­ да дают более высококачественные дифрактограммы с низким фоном и усиленными базальными рефлексами, в то время как при более толстых пленках обычно кроме базальных рефлексов обнаруживаются и слабые небазальные рефлексы, указываю­ щие на нехорошую ориентировку пластинок глинистых минера­ лов на стекле. Особенно хорошо проявляется это в том случае, когда в тонкую фракцию попадает кварц. Зерна кварца имеют изометрическую округленную форму, мешающую ориентиро­ ваться пластинкам глинистых минералов параллельно плоско­ сти стекла. Поэтому на дифрактограмме обнаруживаются сл а­ бые небазальные рефлексы гидрослюды с d = 4,46 и 2,56 А и едва заметный пик кварца 4,26 А .

4) Разный режим установки эксперимента. Интенсивности рефлексов (особенно в малоугловой обасти © от 0—7° при Cuk«-излучении) зависят от многих, теоретически хорошо изу­ ченных факторов (Klug, Alexander, 1954; Хейкер, Зевин, 1963, 1965 и др.). Из них в практике эксперимента важнейшими явля­ ются следующие:

а) Выбор щелей перед рентгеновской трубкой и счетчиком .

Широкие щели около 1,0 мм дают на дифрактограмме сильные рефлексы, но в то же время сильно усиливают фон в области малых углов, вследствие рассеивания первичного пучка рентге­ новских лучей в воздухе и от поверхности образца .

Это повышает общий фон на дифрактограмме и мешает определению истин­ ной интенсивности рефлексов глинистых минералов гидрослюд а 00 и каолинитооь так как линия фона круто и нелинейно па­ дает в области малых углов. Использование щелей шириной меньше 0,5 мм сильно уменьшает интенсивности рентгеновских лучей, падающих на образец и дифрагирующих от него. Но р а з­ решающая способность дифрактометра будет больше и фон меньше. Д ля четкого проявления рефлексов на дифрактограм­ ме следует повысить напряжение и силу тока на трубке. Это не­ редко связано со своими недостатками, описанными в разделе «Условия съемки и измерение дифрактограмм» .

б) Выбор скорости счетчика. При более медленном вращении счетчика рефлексы на дифрактограмме будут более высокими и наоборот. Но чтобы сэкономить.время и использовать получен­ ные результаты для интерпретации массовых определений, ско­ рость счетчика выбирали 2° в минуту. Д ля выявления влияния скорости счетчика на графические результаты, некоторые серии искусственных смесей выполняли тоже дополнительно со ско­ ростью счетчика Г в минуту. Такую скорость многие авторы считают более выгодной (Brown, 1961) .

в) Выбор постоянной времени. Время постоянной выбирали самое большое, имеющееся на рентгенустановке УРС-50 ИМ, чтобы уменьшить влияние статистической флуктуации самопи­ сца. Чтобы условия эксперимента при исследовании искусствен­ ных смесей, а также при массовом исследовании были бы одина­ ковые, время постоянной выбрали 8 секунд .

г) Выбор излучения. Так как большинство массовых опреде­ лений на дифрактометре было выполнено с медным излучением, то исследования искусственных смесей проводились, главным об­ разом. также при помощи медного отфильтрироваиного излуче­ ния. Только одна серия (гидрослюдаю и каолинит, обр. 37) до­ полнительно снималась с железным излучением для проверки влияния характера излучения на результаты. Результаты ана­ лиза для обоих излучений оказались одинаковыми .

5) Выбор рефлексов гидрослюды и каолинита. Д ля вычисле­ ния количества гидрослюды и каолинита в искусственных сме­ сях использовали, главным образом, базальные рефлексы 001 глинистых минералов, реже рефлексы каолинита 002 и гидро­ слюды 003 .

Многие авторы (Johns, Grim, Bradley, 1954; Дьяконов, 1961,

1963) рекомендуют вместо базальных рефлексов 001 пользовать­ ся рефлексами 060 каолинита и гидрослюды или рефлексами 002 каолинита и 003 гидрослюды .

Но, к сожалению, приготовление препарата без ориентиров­ ки глинистых частиц, необходимых для выявления четких реф­ лексов 060 гидрослюды и каолинита, встречает некоторые труд­ ности .

Во-первых, для этого нужно достаточное количество ф рак­ ции l | i, чтобы при помощи специальных способов подгото­ вить препарат для дифрактометрического анализа .

Во-вторых, внесение в исследуемые образцы некоторого ко­ личества аморфного вещества в виде пробки или лака, повы­ шает фон на дифрактограмме .

В-третьих, при обычном режиме дифрактометра, приспособ­ ленном для регистрации рефлексов в области углов 0 1—7° (при Си, -излучении), рефлексы 060 гидрослюды и каолинита будут а слабые. Если количество каолинита меньше 20%, то линии 030 гидрослюды и каолинита сливаются в один асимметричный ши­ рокий рефлекс вследствие малой разрешающей способности стандартного дифрактометра УРС-50 ИМ. Немного лучшие ре­ зультаты дало исследование на дифрактометре ДРОН-1 .

В. Джонс, Р. Грим, В. Бредли (1954) использовали рефлек­ сы 002 каолинита и 003 гидрослюды, что также не всегда дает необходимые результаты, так как в глинах часто встречается кварц. Последний мешает сравнению рефлексов 003 гидрослю­ ды и 002 каолинита. Влияния интенсивности рефлекса кварца с d = 3,34 на интенсивность рефлекса 003 гидрослюды можно только учесть по интенсивности рефлекса 4,26 кварца, так как .

интенсивность рефлекса 4,26 кварца примерно в три рази меньше интенсивности рефлекса 3,34. Но в общем, это может сопровождаться значительной ошибкой, как показал наш опыт

6) Влияние аморфного вещества в исследованных образцах, искусственных смесях и эталонных образцах. До настоящего вреТруды по геологии VI Р и с. 17. О бщ ий вид сов ер ш ен н ого р ен тген овского д и ф р ак т ом ет р а Д Р О Н - 1 в к абин е м и н ералогии ТГУ .

мени в методах рентгеновской дифракции не было прямого спо­ соба для определения количества аморфного вещества в глини­ стых образцах. Косвенным путем об этом можно судить по вы­ соте и по форме линии фона на дифрактограмме, если условия эксперимента все время совершенно одинаковые .

О дифрактометре ДРОН-1

По мнению председателя оргкомитета рентгенографии мине­ рального сырья В. А. Франк-Каменецкого, высказанному на IV Межведомственном совещании по ренгенографии минерально­ го сырья, выпускаемый в Советском Союзе дифрактометр ДРОН-1 является вполне подходящим для проведения прецизи­ онных рентгеновских исследований любых минералов. Но по сравнению с дифрактометром УРС-50 ИМ он является более сложным и поэтому этот дифрактометр требует при работе на нем и для ухода за ним более квалифицированных кадров, в отличие от дифрактометра УРС-50 ИМ. Д ля нормальной р а ­ боты на дифрактометре ДРОН-1 от оператора требуются хоро­ шие знания электроники и «золотые руки», в противном случае полученные результаты измерения по качеству уступают тем, которыми мог бы обеспечить исследователя названный диф рак­ тометр. Этот дифрактометр, по сравнению с УРС-50 ИМ, харак­ теризуется более чувствительным элементом счетчика (сцинтилляционный счетчик СРС-1-0) для регистрации рентгеновских отражений, более точным гониометром (гониометрическое уст­ ройство типа ГУР-5) для измерения углов 0 и более усовершен­ ствованными измерительными схемами для регистрации импульсов в широком диапазоне — от 50—50 000 имп/сек (счетно-регистрирующее устройство типа ССД) .

Более подробная характеристика работ на дифрактометре ДРОН-1, его преимущества перед дифрактометром УРС-50 ИМ и его недостатки выходят из рамок данной статьи и с ними мож­ но познакомиться по специальным литературным данным (Хейкер, Зевин, 1963, 1965). Общий вид дифрактометра ДРОН-1 при­ веден на рис. 17 .

Фотометод О фотометоде и примененной аппаратуре

По нашему мнению, фотометод имеет некоторые преимуще­ ства перед современным дифрактометрическим методом, что и обусловило использование его в наших исследованиях .

Эти преимущества состоят в следующем:

1) При помощи фотометода можно исследовать более слабые рефлексы глинистых и неглинистых минералов, особенно при средних и больших углах 0. Д л я этого необходимо только уве­ личить время экспозиции или пользоваться специальными фо­ кусирующими камерами. При дифрактометрическом методе возможности выявления слабых рефлексов ограничены, глав­ ным образом, мощностью рентгеновских трубок и чувствитель­ ностью используемого счетчика .

2) По порошковым рентгенограммам легче определить не­ глинистые минералы, присутствующие во фракции 0,001 мм и других. В то же время при дифрактометрическом анализе, вслед­ ствие трудности приготовления качественных неориентирован­ ных препаратов, на дифрактограмме измеренные отношения ин­ тенсивностей могут быть искаженными, или за счет преимуще­ ственной ориентировки некоторые рефлексы могут вообще з* 35 Ptf*. 18. Оперативный 1п СТОЛ П йнтгрнугтянпоч» ГИ отсутствовать. Это затрудняет диагностику неглинистых мине­ ралов по дифрактограммам .

3) По порошковым рентгенограммам можно исследовать весь спектр дифракционных линий глинистых минералов, в то время как применяемый обычно в практике дифрактометрии метод ориентированных препаратов этого не позволяет .

Исходя из вышеизложенных причин, нами использовался фо­ тометод главным образом:

1) Для диагностики неглинистых минералов, присутствую­ щих во фракции 0,001 мм .

2) Д л я исследования значения d 060 глинистых минералов .

3) Д л я определения политипных модификаций глинистых минералов. Фотометод нередко был полезен для выявления сте­ пени совеершенства кристаллической структуры глинистых ми­ нералов, особенно каолинитов .

Рентгенографические исследования по фотометоду проводи­ лись, главным образом, на рентгенустановке Е М -1-2-1964, сконструированной автором, которая предусмотрена для работы одновременно с одной или двумя рентгеновскими трубками типа БСВ-1 или БСВ-4 (Утсал, 1968а). Она отличается от выпускае­ мых заводом установок некоторыми оригинальными конструк­ тивными особенностями, позволяющими ускорить процесс работы на рентгенустановке и отсутствием вредного рентгеновского из­ лучения вокруг аппарата. Оперативный стол рентгенустановки Е М -1-2-1964 виден на рис. 18. Одновременно на этой рентгенуста­ новке можно исследовать 8 образцов, независимо от типа рент­ геновских камер. Но более подходящими рентгеновскими кам е­ рами после переоборудования оказались ренгеновские камеры РКД-57,3 мм, позволявшие получить отражения с межплоскостными расстояниями до 30 (Утсал, 1968г) .

Остальные исследования по фотометоду проводились на з а ­ водской рентгенустановке УРС-553 (рис. 19). Использовались трубки БСВ-2 с железным, реже кобальтовым анодом. Д л я со­ кращения времени экспозиции -фильтром пользовались редко .

На этой рентгенустановке применяли камеры РКД-57,3 мм и РК У -114,6 мм .

Д ля диагностики глинистых и неглинистых минералов во всех фракциях пользовались, главным образом, методом порошка .

Из раствора целлулоида в амилацетате изготовлялись тон­ костенные трубочки с внутренним диаметром 0,4 мм длиной около 10 мм. Капилляры наполнялись исследуемым веществом и изучались вышеназванными рентгеновскими камерами. «Тру­ бочки» более интересных образцов хранились в специальной коробке, чтобы можно было в любое время повторять определе­ ния .

Р ис. 19. О бщ ий вид р ен тген оустан ов к и У Р С -5 5 3 .

Время экспозиции, в зависимости от используемого рентгенов­ ского фото-материала, колебалось в пределах 3—6 часов (для камеры РКД-57,3 мм) .

Измерение, расчет и расшифровка рентгенограмм Как уже сказано, большинство рентгенограмм было снято камерами РКД-57,3 мм. При использовании этой камеры заметно облегчается вычислительная работа. Для измерения рентгено­ грамм мы пользовались методикой, приведенной в рентгеномет­ рическом определителе В. И. Михеева (1957), и асимметрическим методом, при помощи которого можно определить диаметр пленки с точностью до 0,01 мм и в дальнейшем найти углы (-) и с! более точно. К сожалению, этот метод применим только в том случае, когда присутствуют дифракционные линии в области больших углов (линия кварца и доломита во фракциях 0,001—0,01 мм) .

Так как у многих глинистых минералов (фракция 0,001 мм) дифракционные линии в области больших углов отсутствовали, пришлось применять стандартные вещества (NaCl, KCl), кото­ рые давали дополнительные линии в области больших углов .

По линиям стандартного вещества с помощью асимметрического метода был найден диаметр пленки и определены © и межплоскостное расстояние d в -ax. Таким образом, по NaCl графически уточняется межплоскостное расстояние d для глинистых мине­ ралов. Но при малых углах от 3°— 15° (при F e-излучении) исправ­ ление по NaCl оказалось невозможным, так как у NaCl в такой области дифракционные линии отсутствуют. Использование поправок, приведенных в справочнике (Миркин, 1961), на погло­ щение образцов в области малых углов дало немного повышен­ ное значение d. Это связано с тем, что глинистые минералы содерж а т относительно легкие элементы (А1, Si, О) и поэтому погло­ щение меньше, чем следует из формулы 2 I испр. •—2 I—а /1 ± cos 2© (Миркин, 1961), где 2 I — измеренное расстояние между середи­ нами симметричных линий на рентгенограмме, снятой на цилинд­ рическую пленку с образца в форме столбика, 2 / ИСпр. — расстоя­ ние между линиями с поправкой на поглощение лучей в образце, о — радиус образца. В скобках стоит знак « + », если 2©90°, и знак «—», если 2©90° .

Поэтому для более точного определения базальных рефлек­ сов 001 гидрослюды, каолинита, хлорита, монтмориллонита и смешанно-слойных глинистых минералов монтмориллонит-хлорита и монтмориллонит-гидрослюды использовался дифрактометрический метод .

В связи с тем, что дифракционные линии на рентгенограмме обычно относительно широкие, измерение значения d 060 гли­ нистых минералов оказалось возможным только с точностью ±0,005 .

В случае присутствия во фракции кварца его использовали как внутренний стандарт .

Все вышеописанные методы измерения рентгенограмм тре­ буют для вычисления межплоскостных расстояний d довольно много времени и поэтому автор стремился найти методику изме­ рения рентгенограмм с минимальной затратой времени. Это оказалось возможным благодаря тому, что в распоряжении автора была стеклянная измерительная линейка с нулевой ли­ нией почти в середине. Штрихи на ней были нанесены через каждые 0,5 мм. Точность линейки не меньше 0,1 мм по всей ее длине (25 с м ) .

Д ля измерения рентгенограмм линейка накладывалась на рентгенограмму так, что нулевая линия совпадала с первичным пучком в области малых углов (рис. 20) с точностью ± 0,1 мм .

Р ис. 20. Я щ ик д л я и зм ер ен и я р ен тген огр ам м .

Это достигалось перемещением линейки над рентгенограммой до тех пор, пока дифракционные линии не располагались симмет­ рично по отношению к нулевой линии линейки. Вся операция проводилась под большой лупой с трехкратным увеличением .

Рентгенограмма, измерительная линейка и подвижная лупа были смонтированы в специальном ящике с окошечком из молочного стекла. Просвечивание проводилось при помощи электрических лампочек, находящихся в ящике. Яркость просвечивания рент­ генограмм регулировалась автотрансформатором и переключе­ нием лампочек. Изменение интенсивности просвечивания рент­ генограмм значительно облегчает фиксацию слабых дифрак­ ционных линий .

Чтобы предохранить от нагрева молочное стекло, на которое наложена рентгенограмма, измерительный ящик был снабжен вентиляцией .

Отсчеты углов 0 берутся с двух сторон, начиная от пуля линейки, но в журнал записывается только средний отсчет. Р а з ­ ница в отсчетах редко превышала 0,1 мм. Систематические контрольные измерения рентгенограмм по методике В. И. Михее­ ва и по упрощенному методу автора в редких случаях давали расхождения значений 0 более, чем ± 0°,1 мм (если интенсивности в десятибальной системе были меньше 3) .

Интенсивности дифракционных линий на рентгенограмме определялись на глаз по десятибальной системе. Определение положения рефлексов гидрослюды, каолинита, монтмориллонита, хлорита и других минералов с точностью ± 0°, 1 гарантирует их диагностику по межплоскостным расстояниям, приведенным в рентгенометрических определениях минералов .

Расшифровка порошковых рентгенограмм проводилась по литературным данным (Михеев, 1953, 1957; Миркин, 1961 и Brown, 1961), где были приведены интенсивности рефлексов J, межплоскостные расстояния d и индексы Миллера (likl). Таким образом, определялся тип минералов и принадлежность гли­ нистых минералов к диоктаэдрическим или триоктаэдрическим .

Установление полиморфных модификаций слюд и хлоритов опре­ делялось на основании сопоставления литературных данных (Соколова, 1966; Браун, Бэйли, 1964; Brown, 1961) с данными, полученными нами .

Нередко фазовый состав глинистых и неглинистых минералов определялся по рентгенограммам просто сравнением их с эталон­ ными рентгенограммами чистых минералов, которые собирались и хранились в нашей лаборатории начиная с 1965 года .

Точные определения параметров элементарной ячейки гли­ нистых минералов не проводились. Д ля определения параметров b (b = 6xd06o) и а (а = b ) глинистых минералов использовалась г3 характерная линия 060 .

До п о л н и т е л ь н ы е р е н т г е н о в с к и е и с с л е д о в а н и я о б р а з ц о в для боле е точной д и а г н о с т и к и фаз ового состава глинистых мин ер а ло в Из каждого исследуемого образца нами изготовлялись ориен­ тированные препараты на стекле (3 шт.) по вышеописанному способу. Один из этих препаратов вначале исследовался на диф­ рактометре УРС-50 ИМ. Обычно розовые, бурые, коричневые и лиловые препараты исследовались на дифрактометре УРС-50 ИМ с железным излучением, так как цвет препарата показывал на возможность нахождения в препарате окислов железа. Осталь­ ные препараты исследовались на дифрактометре УРС-50 ИМ с медным излучением. Затем, в зависимости от результатов иссле­ дования первого препарата проводились дальнейшие изучения;

термическая обработка, насыщение органическими жидкостями и обработка соляной кислотой .

Ниже приводится краткая характеристика изменения диф­ ракционных картин глинистых минералов после названных обработок .

Термическая обработка Почти всегда препарат, который вначале исследовался на дифрактометре УРС-50 ИМ, вторично изучали после термической обработки. Так как в нашем распоряжении не было высокотемпе­ ратурной приставки, то исследуемые препараты прокаливались в электрической печке при температуре 500° С в течение 2 часов, и после этого снимались на дифрактометре УРС-50 ИМ .

Г и д р о с л ю д а. Если на дифрактограмме природного образ­ ца проявляются рефлексы гидрослюды с межплоскостными рас­ стояниями 10,0; 5,0; 3,33 и 2,00, и эти рефлексы довольно острые и симметричные, то последующая термическая обработка заметно не изменит положение и форму названных рефлексов на дифрактограмме. Но если на дифрактограмме природного образ­ ца был обнаружен рефлекс с d 10,2— 10,4, и форма этого пика почти симметричная, то обычно после термической обработки положение этого рефлекса смещалось до 10 и форма пика ста­ новилась более симметричной. Нами такие гидрослюды обозна­ чены как разбухающие гидрослюды, имеющие в своем составе некоторое количество разбухающих слоев в виде монтмориллони­ та. Их количество, вероятно, не превышает 10— 15%. Остальные базальные рефлексы 002, 003 и 005 природной разбухающей гид­ рослюды обычно более широкие, и их интенсивность меньше чем у нормальных гидрослюд. Но после термической обработки эти рефлексы становятся более четкими и их межплоскостные рас­ стояния более или менее совпадают со значениями гидрослюды .

К а о л и н и т. На дифрактограмме природного ориентирован­ ного препарата каолинит характеризуется сильными базальными рефлексами 7,14; 3,57 и относительно слабым рефлексом 2,38, которые исчезают после термической обработки. Только в редком случае остаются слабые рефлексы 7,14 и 3,57, указывающие на то, что исследуемый образец содержит хорошо окристаллизованный каолинит. При температуре свыше 550° С исчезают и эти реф­ лексы, так как при этой температуре каолинит становится аморф­ ным .

Х л о р и т. Хлориты в природном состоянии обычно характе­ ризуются относительно сильным рефлексом 14,2, который после термической обработки заметно увеличивается и смещается до 13,81. В то же время остальные базальные рефлексы 7,08; 4,74;

3,54; 2,84 ослабляются или почти исчезают. Некоторые хлориты после термической обработки дают сокращение первого б азаль­ ного рефлекса до 13,5 и меньше. Это связано с химиче­ ским составом и со степенью совершенства кристаллической структуры хлоритов. Нами такие хлориты обозначаются как плохокристаллизованные хлориты. Они обычно богаты железом .

Нормальные железисто-магнезиальные хлориты характеризуются после термической обработки усиленным базальным рефлексом с d равным 13,81, как указано выше .

Следует заметить, что тщательная термическая обработка является ценным дополнительным способом идентификации хло­ ритов, особенно в присутствии каолинита или других 7 сло­ истых минералов. Но часто трудно определенно предсказать, какой температуры следует при этом придерживаться. Если мате­ риал хорошо окристаллизован и частицы хлорита имеют размеры около 0,001 мм и более, лучше всего сначала нагревать его при­ мерно в течение 2 часов при температуре 500°—550° С. Но если это не дает определенных данных для диагностики, то тогда следует выбирать более низкие температуры и прокаливать в бо­ лее короткий отрезок времени. Если материал, по-видимому, плохо окристаллизован, нужно сначала прокалить его в течение 2 часов при температуре 400° С, а затем, в зависимости от полу­ ченных результатов, вести дополнительную обработку соляной кислотой или исследовать образец на более чувствительном диф­ рактометре — ДРОН-1 .

М о н т м о р и л л о н и т. Если на дифрактограмме природного препарата монтмориллонит характеризуется очень сильным базальным рефлексом с d от 12 до 15 (в зависимости от об­ менного катиона и влажности препарата), то после термической обработки интенсивность этого рефлекса обычно сильно падает и смещается до l',61. Остальные рефлексы становятся более чет­ кими. При исследовании разновидностей монтмориллонитов такж е полезно провести термическую обработку при разных тем­ пературах от 100—600° С .

Ш а м о з и т. Базальные рефлексы шамозита c d равным 7,05 и 3,52 после термической обработки исчезают, как и у каолинитов. Следует отметить, что если препараты, содержащие шамозит, до термической обработки были зеленоватыми, то после термической обработки они становятся красными или коричне­ выми. Это указывает, что при термической обработке двухвалент­ ное железо переходит в трехвалентное .

С м е ш а н н о - с л о й н ы е г л и н и с т ы е м и н е р а л ы. Не менее полезной оказалась термическая обработка при исследова­ нии смешанно-слойных образований типа монтмориллонит-гидро­ слюды и монтмориллонит-хлорита. Так как нами исследованные смешанно-слойные глинистые минералы имели главным образом неупорядоченное чередование слоев, то здесь рассматривается только изменение их дифракционных картин после термической обработки. Если дифрактограмма природного образца монтмо­ риллонит-гидрослюды характеризуется сильным и широким реф ­ лексом около 11, то после термической обработки межплоскостное расстояние этого рефлекса сокращается до 10 или немного меньше (в зависимости от количества монтмориллонитовых сло­ ев в структуре). Одновременно названные отражения становятся острее и появляются другие слабые базальные рефлексы .

При исследовании природных монтмориллонит-хлоритов было отмечено, что они характеризуются сильными базальными отра­ жениями около 14,3 А, но после термической обработки межплоскостное расстояние этого рефлекса сокращается до 12,5 А (опять в зависимости от количества монтмориллонитовых слоев), и интенсивность названного рефлекса становится более слабой .

Часто монтмориллонит-хлориты в исследуемых образцах имеют тенденцию к упорядоченности в чередовании слоев (типа корренсита), и поэтому до и после термической обработки образ­ цов на дифрактограммах отмечаются некоторые целочисленные порядки базальных рефлексов. Но, к сожалению, названные сме­ шанно-слойные образования никогда не встречались в виде мономинеральных фракций, а всегда в смеси с другими глинистыми минералами, такими как хлорит и каолинит, что сильно затруд­ няет более точную регистрацию других порядков .

Таким образом, термическая обработка ориентированных пре­ паратов изменяет дифракционную картину всех вышеописанных глинистых минералов (за исключением чистой гидрослюды, где изменение малозаметно), и поэтому является необходимым до­ полнительным приемом при диагностике глинистых минералов .

Насыщение органическими жидкостями

Д ля выявления разбухающего компонента в исследуемых образцах проводилась обработка органическими жидкостями, такими как глицерин и этиленгликол. В глинах разбухающим компонентом является монтмориллонит, реже другие глинистые минералы. Каолинит, шамозит, чистая гидрослюда и нормаль­ ные хлориты не разбухают после насыщения органическими жид­ костями .

Объем разбухания монтмориллонита зависит от его обменного катиона в октаэдрическом слое, и от толщины слоя воды между тетраэдрическими слоями. Если природные монтмориллониты содержат между тетраэдрическими слоями ровно один молеку­ лярной слой воды, то его базальный рефлекс 001 характеризу­ ется межплоскостным расстоянием около 12,5 А. Но если в струк­ туре монтмориллонита присутствуют два молекулярных слоя воды, то соответствующее значение будет около 15. В общем можно сказать, что толщина слоя воды в структуре монтморил­ лонита зависит от влажности образца и таким образом такж е от влажности воздуха помещения, где проводятся исследования .

Более стабильным становится структура монтмориллонита после насыщения образца этпленгликолем или глицерином. После обра­ ботки этиленгликолем межплоскостное расстояние рефлекса монтмориллонита 001 увеличивается до 16,7 А, а после обработ­ ки глицерином — до 17,8 А. Насыщение проводилось на ранее изготовленном ориентированном препарате кисточкой или в па­ рах названных жидкостей .

Чтобы убедиться в присутствии монтмориллонита в исследо­ ванных образцах, все образцы, дающие на дифрактограмме ориентированного препарата сильный рефлекс с d 12,5— 15А, обрабатывались органическими жидкостями .

При исследовании смешанно-слойных образований, в которых в качестве одного компонента присутствует монтмориллонит, об­ работка органическими жидкостями не менее важна .

Обработка образцов 10%-ной соляной кислотой

Трудной задачей является отделение каолинита от хлоритов, если они присутствуют вместе в исследуемом образце. Благодаря тому, что хлориты обычно растворяются в теплой (80° С) 10%ной соляной кислоте, оказывается возможным установить при­ сутствие хлорита и в том случае, когда хлорит встречается в образце вместе с каолинитом. Каолинит обычно не растворяется при такой химической обработке, и его характерные рефлексы 7,14 А и 3,57 сохраняются на дифрактограмме обработанного образца. Поэтому, если в ходе исследований возникло сомнение о совместном присутствии каолинита и хлорита (слабые рефлек­ сы 14,2 А и 4,74 и сильные рефлексы около 7,1 А и 3,55 ), про­ водилась обработка 10% -ной соляной кислотой .

Д л я этого брали около одного грамма исследуемого образца (в зависимости от глинистости породы), измельчали в ступке до грубого порошка 1,0 мм и помещали в стеклянную посуду объемом около 100 см3. На порошок наливали достаточное коли­ чество 10% -НС1 и нагревали на электрической плитке в водяной ванне при температуре 80—90° в течение 2 часов. После нагрева­ ния солянокислотные суспензии стояли при комнатной темпера­ туре до тех пор, пока они не становились совершенно прозрач­ ными и обработанный образец полностью не осаждался на дно стеклянной посуды. После этого декантированием удаляли проз­ рачный столбик суспензии над образцами. Затем образцы зали­ вали дистиллированной водой, смешивали стеклянной палочкой и оставляли до того времени, пока не происходило полного осаждения исследуемого образца на дно стеклянной посуды .

Декантированием снова удаляли прозрачный столбик электро­ лита над образцами. Процесс повторяли до десяти раз, чтобы получить устойчивую глинистую суспензию. Из этой суспензии изготовляли ориентированный препарат на стекле по вышеопи­ санным методам и исследовали на дифрактометре УРС-50 ИМ, точно при таком же режиме, при каком исследовали природный химически необработанный ориентированный препарат. Если на дифрактограмме обработанного образца отсутствовали рефлек­ сы 14,2 ; 7,1 ; 4,74 и 3,55, то это указывало на то, что в исследуемом образце присутствовал только хлорит. Но если на дифрактограмме отсутствовали рефлексы с d 4,74 и 14,2 и оставались рефлексы с d 7,14 и 3,57 и их интенсивность уменьшалась, то это указывало на то, что в исследуемом образце встречался и хлорит, и каолинит. Чтобы более уверенно устано­ вить, что рефлексы 7,14 и 3,57 относятся к каолиниту, а не к хлориту, богатому железом, проводилась еще термическая обра­ ботка. После прокаливания этого препарата прн 500° С в течение 2 часов эти рефлексы исчезали .

Некоторое количество (до 90%) третьего компонента (напри­ мер, гидрослюды) не вызывает особых затруднений при диагно­ стике хлорита и каолинита, так как базальные рефлексы гидрослюды не совпадают с базальными рефлексами хлорита и каолинита. В то же время этот третий компонент можно исполь­ зовать при количественной оценке как внутренний эталон, так как гидрослюда не растворяется в теплой 10%-ной соляной кислоте .

Если в исследуемых образцах присутствовали карбонаты в виде кальцита или доломита, то они удалялись 3%-ной соляной кислотой при комнатной температуре. При такой концентрации соляной кислоты хлориты обычно не растворяются, но может иметь место синтез смешанно-слойного монтмориллонит-хлори­ та, если природный образец содержит хлорит и обогащен доло­ митом. Поэтому обработка 3% соляной кислотой проводилась только в крайнем случае и всегда тщательно сравнивались ди­ фрактограммы природного и обработанного образца .

Выявление каолинита и хлорита фотометодом

Нередко нам при диагностике хлоритов и каолинитов помогал фотометод, так как у них разные рентгенограммы. Особенно полезным оказались исследования линии 060 хлорита и каоли­ нита. Но, к сожалению, если в образце присутствует кварц, то последний способ менее эффективен, так как рефлекс 060 хлорита совпадает с относительно сильным рефлексом кварца c d 1,541 .

Более точному определению линий 060 каолинита по порошкограммам мешает гидрослюда. Наш опыт, полученный при исследовании более 3000 образцов, содержащих гидрослюду и каолинит, и часто еще немного хлорита, показал, что если коли­ чество гидрослюды превышает 70—80% из общей массы гли­ нистых минералов, то линии 060 гидрослюды и каолинита не разделяются на рентгенограмме, снятой рентгеновскими каме­ рами РКД-57,3 мм .

Выявление каолинита и хлорита дифрактометрическим методом Если каолиниты характеризуются рефлексом 002 с d 3,56 и более, межплоскостное расстояние рефлекса 004 хлоритов всегда меньше — 3,54 А. Наши опыты показали, что эта разница может быть установлена на дифрактометре УРС-50 ИМ при скорости

–  –  –

счетчика 2° в минуту и при скорости диаграмной ленты 10 мм в минуту. При Сика -излучении рефлекс 002 каолинита прояв­ ляется всегда при угле 0 (угол поворота образца) меньше 12°, 50 (обычно 12°,48). Но если образец содержит кроме каолинита еще хлорит, то названный рефлекс появляется при угле 0 более 12°, 50 (обычно 12°, 55). И наконец, если образец содержит только хлорит, местоположение рефлекса 004 хлорита появляется уже при угле 0 12,60— 12,65 градусов. В данном случае исследование сильно облегчается тем, что отметчик углов счетчика вычерчи­ вает штрих при угле 0- 12,50 градусов. Таким образом, не­ смотря на то, что рефлексы 002 каолинита и 004 хлорита на дифрактограмме частично накладываются, их точное определе­ ние может указывать на присутствие каолинита, хлорита или обоих вместе. Необходимым условием при этом является строгая юстировка дифрактометра, чтобы обеспечить такую точность измерения углов 0. На старых дифрактометрах, где отсутствует отметчик углов счетчика (УРС-50 И), возникают трудности при измерении углов с необходимой точностью за счет неравномер­ ного движения диаграмной ленты электронного потенциометра .

Большинство образцов, где по дифрактограмме природного образца возникло сомнение о совместном присутствии хлорита и каолинита, дополнительно исследовались на дифрактометре ДРОН-1, дающем возможность разделить рефлексы каолинита 002 и хлорита 004 (рис. 21) .

К сожалению, ни один из вышеописанных способов отделения каолинита и хлорита в смеси, не является абсолютным, так как оба минерала могут иметь разные степени совершенства кри­ сталлической структуры, размер частиц и химический состав, что обусловливает трудности, возникающие при их диагностике .

Чтобы уверенно определить состав глинистых минералов и примеси в исследуемом образце, приходилось нередко снимать 5—6 и больше дифрактограмм с препаратов, обработанных р а з­ ными способами .

Л И ТЕРА ТУРА

–  –  –

Viimastel aastatel (1965— 1970) on TRLJ mineraloogia kabine­ tis ulatuslikult uuritud savimineraale kaasaegsetes setetes ning terrigeensetes ja karbonaatsetes kivimites. Uuriti ka Eesti kristalli­ lise vundamendi murenemiskoorikust, NSVL teistest rajoonidest ning mnedest vlisriikidest prinevaid savimineraale. Eestist vetud proovide arv oli suurem kui 4000, teistest kohtadest aga umbes 3000 .

Autor tutvustab metoodikat, mida kasutati erineva vanusega (kaasaegsetest kuni kambriumieelseteni) savimineraalide uuri­ misel .

Proovid rntgenograafilisteks uurimisteks saadi m itm esugus­ test geoloogilistest valitsustest ning instituutidest NSV Liidu pii­ rides. Proovid olid vetud peamiselt puuraukudest, millede m ak­ simaalne sgavus ulatus kuni 4807 m. Et proovi kogus oli kaalult ja mahult vike (mni gramm ja vhem), siis tuli vlja ttada spetsiaalne metoodika preparaatide valmistamiseks rntgenograafiliste uurimiste jaoks. Seetttu kirjeldatakse ksikasjalikumalt metoodikat ja preparaatide valmistamise tehnikat savimineraalide massilisel difraktomeetrilisel uurimisel. Kllaltki ksikasjalikult ksitletakse proovide analsimise etappe, olenevalt nende koos­ tisest ja savimineraalide liigist .

Meie poolt uuritud proovides esines peaaegu alati ja dominee­ ris hdrovilk. Teisel kohal oli kaoliniit. Seeprast kirjeldatakse tpsem alt nende mineraalide kvantitatiivset m ram ist. Et difraktogrammidel on tihti raske eraldada kaoliniiti kloriidist, siis kir­ jeldatakse tiendavaid vtteid selliseks eristamiseks kirjanduse ning autori enda rikkaliku eksperimentaalse materjali phjal .

Artiklis osutatakse suurt thelepanu ohutustehnikale rntgenograafilistel uurimistel ning tprotsesside automatiseerimisele, et tsta tviljakust savimineraalide massilisel rntgenograafilisel uurimisel, aga ka tpsemate] mramistel .

Artikli eesmrgiks on rntgenograafiliste uurimiste ju u ru ta­ mine geoloogiliste tde, praktikasse ja seetttu on rntgenikiirte difraktsiooni mned teoreetilised ksimused esitatud lihtsustatult .

–  –  –

An extensive in v estigation of clay m in era ls in recent sed im ents and in terrig e n o u s and carbon aceous rocks w as perform ed in the last y e a rs (1965— 1970) in the M in eralo gical C abinet of the T artu S tate University. The clay m in e ra ls from the w e a th e rin g cru st of the cry sta llin e b as e m e n t of E sto n ia and from som e other regions of the U S S R as well as from ab ro ad were also investigated .

M ore th an 4000 sam ples from E sto n ia and about 3000 sam p les from other reg ions were investigated .

The m ethods are described which w ere used by the au th o r in the in vestigatio n of clay m in e ra ls of different ages — from recent to P re-C a m b ria n .

The sam ples for X-ray a n a ly sis were obtained from several Geological Surveys and In s titu te s in the U S S R. The sam ples were tak en from drill holes, which had a m ax im u m deepness of 4807 m .

As the m ass and volum e of the sam p les w as sm all (a few g ra m s or less), it w as n ec essary to work out special m ethods for the pre­ paratio n of specim ens for X-ray analysis. In accordance with these m ethods and this technique of p re p ara tio n of specim ens for extensive investig atio n of clay m in e ra ls with an X-ray d iffracto­ meter is described m ore fully. The order of in vestigatio n of s a m p ­ les in dependance on their consistency and the type of clay m in e­ ra ls p resent is considered in ra th e r g re a t detail .

Alm ost in all sam ples th a t w ere investigated hydrom ica w as present and it w as the d o m in an t m ineral. The next m ineral w as kaolinite. In accordance with this the q u a n tita tiv e determ in a tio n of these m inerals is described in m ore detail. As the sep a ra tio n of kaolinite* from chlorite on d iffracto g ra m s is often com plicated, some other m ethods for this purpose are described by the author on the basis of lite ratu re and of his own experience .

Much atten tio n is paid to safety w hen w o rking with X-ray a p p a ra tu s. The au to m a tisa tio n of w orking -p rocesses is described which raises the productivity of w ork when an extensive in v esti­ gation of clay m in era ls is to be carried out or when more precise determ in a tio n s are required. As the aim of this article i§ to in tro ­ duce the X-ray m ethods in the practice of geological work some theoretical questions of X-ray diffraction are given in simplified form .

О М И НЕРАЛОГИИ КОРЫ ВЫ ВЕТРИВАНИЯ

КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО ФУНДАМЕНТА ЭСТОНИИ

–  –  –

ВВЕДЕНИЕ В работе сделана попытка обобщ ить результаты рентгено­ графического и отчасти микроскопического изучения глинистых м инералов коры выветривания кристаллического фундамента Эстонии .

Все рентгенографические исследования фото- и дифрактометрическим методом проводились нами в ходе хоздоговорных работ и полученные результаты нередко использовались в геологиче­ ских отчетах различных организаций (Управление Геологии Эст .

С С Р и Л а б о р ато р и я осадочных полезных ископаемых М Г и ОН С С С Р ) и в дипломных рабо тах студентов каф едры геологии ТГУ .

Д ан н ы е о минералогии коры выветривания кристаллического фундамента, полученные при помощи фотометода, приводятся в работе X. К оппельм аа (1964).1 В этой работе в качестве главны х глинистых минералов коры выветривания кристаллического ф у н ­ дамента описываются каолинит и гидрослюда .

П озж е, б л а го д а р я внедрению дифрактометрического метода при изучении глинистых минералов в кабинете минералогии ТГУ, был установлен ряд новых минералов, имеющих т а к ж е широкое распространение.

И з них нужно отметить такие минералы, как монтмориллонит, ш амозит и смешанно-слойные о бразования:

монтмориллонит-гидрослюду и монтмориллонит-хлорит. Эти результаты исследования частично использованы в работах А. М ар д л а и X. К оппельмаа (1967)2, Ю. К и р е 3 и А. В яярси и др.4 .

–  –  –

Д л я составления данной работы использован ряд п роизвод­ ственных отчетов (табл. № 1), сод ерж ащ и х данны е о коре вы вет­ ривания изучаемых разрезов. Кроме того использовались личные наблюдения, заметки и коллекции соавтора Т. Кууспалу, а т а к ­ ж е его микроскопические наблюдения .

Рис. 1.

Схема расположения буровых скваж ин в Эстонии:

-скваж ины, вскрыв­ шие фундамент, о-скважины, изученные нами .

Рентгенографическим методом нами исследовано 350 о б р а з ­ цов из 30 скваж ин (рис. 1). М икроскопически изучены разрезы 11 скважин .

М етодика рентгенографического изучения изложена в статье К. Утсала в данном сборнике. При оформлении графического и рукописного м атер и ал а большую помощь оказали В. Ханг и Э. Уус, которым в ы раж аем глубокую благодарность .

Р аб о та состоит из двух частей. В первой части дается краткий обзор изученных разрезов коры выветривания кристаллического фундамента, во второй излагается минералогия глинистых мине­ ралов .

ХАРАКТЕРИСТИКА ИЗУЧЕННЫХ РАЗРЕЗОВ

Н и ж е дается к р а т к ая петрографо-минералогическая х а р а к ­ теристика некоторых более детально изученных профилей коры выветривания кристаллического фундамента .

В ходе систематизации имеющихся материалов, накопленных к а к предшествовавшими исследователями, так и авторами, выявилась необходимость конкретизировать некоторые понятия и критерии, касаю щ иеся м акрохарактери сти ки выветренных по­ род, оценки степени выветренности и разграничения коры вывет­ ривания .

1. К ора выветривания кристаллического ф ундамента Эстонии относится к остаточному типу. Достоверно переотложенные об разо в ан ия до сих пор не известны. В связи с этим верхняя г р а ­ ница коры выветривания — контакт с осадочным покровом — устанавливается легко. Больш ие трудности, однако, нередко вызы вает определение нижней границы. П оследняя по своей природе и практически яв ляется условной. С ледовательно, кр и ­ терии д ля установления ее та к ж е долж ны быть условными, но в то ж е время макроскопически определяемыми. Мы п р и д ер ж и в а­ лись принятого ранее критерия — «появление (исчезновение) макроскопических гнезд каолинита» (К оппельмаа, 1964), с не­ большим изменением. В свете новых данны х этот критерий лучш е сформ улировать как «появление (исчезновение) м акроскопиче­ ских неэкзотических гнезд глинистого вещества» .

2. В целях общей типизации коры выветривания п редлагается пользоваться терминами «трещинная», «сквозная» и «трещ инно­ сквозная или промежуточная». Эти понятия близки к понятиям «линейная», «площ адная» и «линейно-площадная», но о т л и ч а­ ются более узким смыслом и применяемы д ля характеристики пройденного одной скважиной разр е за или д а ж е части его .

Трещ инная кора выветривания х арактери зуется преимущ ест­ венно выветриванием по (тектоническим) трещ инам; обломки пород в такой коре могут быть сильно выветренными, выветрен­ ными, слабо выветренными или д а ж е свежими. Н уж но отметить, что слабо трещ иноватые породы, в которых р азлож ени е з а х в а т и ­ ло лишь узкие зоны возле стенок трещин, согласно критерию выделения нижней границы коры выветривания, могут в ы п адать из коры выветривания .

В образовании сквозной коры выветривания трещ иноватость пород не сы гр ал а особой роли, в силу чего не н аблю даю тся боль­ шие контрасты в степени выветренности на небольшом р асстоя­ нии. Сквозная кора выветривания об ла д а ет обычно более или менее чётко выраж енной вертикальной зональностью, постепен­ ной сменой более измененных пород менее измененными и м ень­ шей мощностью по сравнению с трещинной .

Р а зр езы коры выветривания промежуточного хар а кт ер а, а т а к ж е такие, в которых встречаются оба названны е типа, можно именовать трещинно-сквозными или промежуточными .

3. Д л я оценки степени гипергенного изменения нами и д р у ­ гими исследователями коры выветривания фундамента Эстонии применялись прилагательны е «очень сильно выветренный», «сильно выветренный» и т. д., без у ка зан и я критериев той или иной градации. В данной работе нами применена четырехступен­ ч ат ая градация, и в целях краткости — с цифровой символикой .

Это степени выветренности (р азлож ен ия) 0, 1, II и III. Имеется в виду степень выветривания породы, т. е. минерального агрегата с некоторым минимальным объемом, начиная от кусков породы с разм ерам и около 3 x 3 см, а ж елател ьно — в р а зм ер ах н о р м а л ь ­ ного петрографического образц а. В предлагаем ой градации учи­ тываются: степень р азл о ж е н и я важ нейш их породообразую щ их минералов (дифференциально!), об щ ая разры хленность породы, сохранность исходной текстуры и структуры. Все эти признаки легко определяемы при макроскопическом описании керна. Более точные химические критерии в данный этап исследования не применимы из-за слабой химической изученности выветренных пород. Введение п редлагаем ой градации, являю щ ейся в извест­ ной мере условной, диктовалось, с одной стороны, отсутствием общепринятой классификации, с другой — необходимостью обобщения большого количества рентгенографических определе­ ний глинистых минералов .

С т е п е н ь 0. П орода практически свеж ая; гипергенные мине­ ралы развиты отдельными небольшими гнездами, а чащ е — по стенкам трещин .

П о р о д ы нолевой степени обычно остаются ниже нижней кромки коры в ы в е т р и ­ в а н и я ; только в трещинной коре, с чередованием выветренных п свежих пород, может оказаться, что породы нолевой степени входят в кору выветривания. Гипергенные изменения огран и че­ ны и в ы р аж аю тся в частичной или полной псевдоморфизации наиболее легко р азл агаю щ и хся минералов; в серицитизации и пелитизации п лагиоклаза, в хлоритизации, серпентинизации, монтмориллонитизации темноцветных, в первую очередь, гипер­ стена .

С т е п е н ь 1. С лабо выветренные и выветренные породы .

П орода имеет еще крепкое сложение; текстура и структура сох­ ранились, так как происходило в основном об разован ие псевдо­ морфоз, с незначительным изменением структуры; исходная порода сравнительно легко определяема. Р а з л а г а ю щ и е с я минералы претерпели частичное разложение .

Значительно или полностью изменены из темноцветных м и н ера­ лов гиперстен, клинопироксен, амфибол и кордиерит, из свет­ лы х — плагиоклаз. К алиевый полевой шпат и биотит свежи или частично разложены .

Следует отметить, что при практическом определении степе­ ней наибольшие трудности возникают при отличии I степени от II. Д л я уточнения принадлежности породы к I или II степени р а з ­ л ож ения мы ввели дополнительный критерий, применяемый д ля существенно полевошпатовых пород. Согласно этому г р а н и ц а м е ж д у I и II с т е п е н я м и о п р е д е л я е т с я с о с т о я ­ нием, к о г д а п о л о в и н а п о л е в ы х ш п а т о в п е л и т и зирована или замещена рыхлым глинистым агрегатом, п о лов ин а же имеет с в е ж и й облик .

С т е п е н ь II. Выветренные и сильно выветренные п о р о д ы, разрыхленные, слагаемые, главным образом, глинистыми продуктами с небольшой примесью устойчивых (кварц, некоторые акцессорные) или р е л и к ­ т о в ы х м и н е р а л о в (частично пелитизированный калиш пат, в различной степени гидратизированны й биотит). Общие черты структуры и текстуры материнской породы сохранились, т ак что определение исходной породы при известном навыке вполне возможно .

С т е п е н ь III. Сильно выветренные с у щ е с т в е н н о г л и ­ нистые породы, т е р я в ш и е ис х о д ну ю с т р у к т у р у и т е к с т у р у в результате частичного переотложения, уплотнения или, что нередко наблю дается в коре выветривания фундамента Эстонии, в результате пропитывания породы окислами-гидроокислами ж елеза с образованием наложенной горизонтальной полосчатости (например, скв. 315 — В ока). К а к правило, породы III степени приурочены к верхам разр е за, но в виде исключения они могут встречаться в нижних горизонтах, особенно в зонах сильной карбонатизации. Определение материнской породы з а ­ труднительно; оно возможно только косвенно по отдельным ми­ н ералам -остаткам и по участкам с реликтовым строением .

О характеризован н ы е степени выветривания в какой-то мере соответствуют зонам И. И. Гинзбурга и К. К.

Никитина (1963):

О — зоне дезинтеграции, I — зоне вы щ елачивания, II и III — зоне глинистых продуктов. Главное отличие «степеней» от «зон»

состоит в том, что «степени» о т р аж аю т преж де всего интенсив­ ность переработки пород и прямо не зав и сят от глубины з а л е ­ гания; далее, они отличаются большей конкретностью, в о зм о ж ­ ностью применения их для отдельных образцов и на основе макроскопического описания. По этой причине степени выветрен­ ности могут служить основой для статистического ан али за при­ чин и последовательности о б разов ан ия глинистых минералов в коре выветривания .

Очевидно «степени» и «зоны» не исключают друг друга, а являю тся понятиями, которые применяются в различных стадиях исследования .

4. В тексте употребляется термин «уровень или зона к а р б о ­ натизации». Под ним подразумеваю тся проявления ка рбон атов — доломита, кальцита, анкерита — как в виде псевдоморфоз по темноцветным минералам, так и в виде жил, переходящ их в б рек­ чии. Имею щиеся данны е показы ваю т, что 1) карбонаты встре­ чаются во всех разр е зах коры выветривания по породам основ­ ного — ультраосповного ряда, но довольно часто и в коре выветривания кислых пород; 2) карбонаты обычно встречаются на некоторой глубине от поверхности ф ундамента; 3) этот уро­ вень имеет большое значение в качестве индикатора химизма среды выветривания, обозначая переход из кислотной среды в щелочную, и тем самым определяя характер ассоциаций гл и ­ нистых новообразований .

Описания разрезов систематизированы исходя из м и н ерал ь­ ного и химического состава материнских пород, установленного в основном предшествовавшими петрографическими исследо­ ваниями. Р азр езы разбиты на 9 групп. В первые 7 групп в к л ю ­ чены разрезы с наиболее распространенными в кристаллическом фундаменте Эстонии типами пород и по возможности в чистом виде. В этих группах каж ды й разрез слагается одним типом по­ роды или, по крайней мере, кора выветривания разви та на одном типе породы. Следует отметить, что исходные породы почти всегда в какой-то мере гетерогенны из-за повсеместно развитой мигматизации, т. е. присутствия ж и л гранитного состава. Выде­ ляются следующие группы: I — биотитовые граниты, II — биотито-полевошпатовые гнейсы (типа гран и то-гн ей са), III — высокоглиноземистые гнейсы, IV — амфиболиты и гнейсы-сланцы основного состава, V — габбро, VI — серпентиниты, VII - маг- — нетитовые кварциты .

V III группу составляю т разрезы, в коре выветривания кото­ рых чередуются различны е типы пород. Отдельно, в IX группе, рассм атривается кора выветривания скваж ин, в которой н аи бо ­ лее ярко развиты н алож енны е на выветривание гидротермальны е процессы .

Описания выполнены на различном уровне детальности, в зависимости от м атери ала, которым распол агал и авторы. П р е д ­ ставление о глубине нахож дения и мощности коры в ы в етри в а­ ния, а т а к ж е о типах коры выветривания и о зонах глинистых минералов дает табл. II .

В каж д ом описании р азр е за приводятся общие геологические данные о скваж и не и к р а т к а я петрографо-минералогическая характери сти ка профиля коры выветривания. При достаточной изученности описания сопровождаю тся графическими петрографо-минералогическимп разрезами. За л е ган и е метаморфических пород не характери зуется в связи с тем, что падение пластов в кристаллическом фундаменте Эстонии повсеместно крутое (со­ ставляет 40— 90°, чащ е 60— 80°). Первичный фактический м а те­ риал (диф рактограммы, данны е порош кограмм) в статью вкл ю ­ чен выборочно и в основном в качестве иллюстраций к описанию минералов и некоторых разрезов .

При описании разрезов использован ряд сокращений. Их объяснение дано в табл. III .

–  –  –

Объяснения к рисункам дифрактометрических кривых а — необработанный ориентированный препарат, б — прокаленный при 500° С в течение 2 часов, в обработанный этиленгликолем, г — обработанный 10% НС1 в течение 2 часов при температуре 80° С .

–  –  –

М е с т о н а х о ж д е н и е : Кохтла-Я рвеский р-н, в 22 км на ЮЮВ от южного края пос. Вийвиконна .

Ф у н д а м е н т в с к р ы т в и н т е р в а л е 269,50— 309,30м .

Т и п ы п о р о д : сильно мигматизированны е биотито-плагиоклазовые гнейсы с прослоем микрогнейса; частые ж илы плагио-микроклиновых гранитов .

КВ:

Н и ж н я я г р а н и ц а не пройдена .

М о щ н о с т ь 39,80 + м .

К р о в л я : красно-бурый алевролит P t 3gd .

Исходные породы: мигматизированны е биотито-плагиоклазовы е гнейсы, теневые мигматиты, плагио-микроклиновые граниты .

Р а з р е з отнесен к группе гранитных пород условно, на том основании, что в нем преобладаю т породы, п р и б л и ж аю щ и е­ ся по составу к гранитным. Крайними членами исходных пород являю тся биотито-плагиоклазовы е микрогнейсы (30 Б и — 30 Пл-40 Кв) и микроклиновые граниты (5 Би-3— 30 Пл-20— 25 Кв-45— 70 М и ± М у ). Б о л ь ш ая часть р азреза сл агается теневыми гранитами, которые отличаются от микроклиновых гранитов в основном несколько большим содерж анием биотита .

–  –  –

Рис. 2. Профиль коры выветривания скв. 44п (В ийвиконна) .

КВ относится к промежуточному типу. Чисто каолинитовая зона отсутствует. П роф иль представлен породами I и II степени выветренности. Д л я разр е за характерно: I. полное разл о ж ени е п лагиок л аза (по микроскопическим наблю дениям зам ещ а ется гидрослюдой и каолинитом ), б ольш ая или м еньш ая гидратизация биотита, слабое изменение микроклина и присутствие рел и к­ тового кв арц а; 2. относительно равн ом ерн ая импрегнация вы вет­ ренных пород гематитом, и счезаю щ ая ниже глубины 283,0 м .

С л а б а я кар бо н ати зац и я в виде доломитовых прож илок н аб л ю ­ д ается на глубине 293,0—297,0 м .

О пробована и дифрактометрическим методом п ро ан ал и зи ­ рована верхняя часть КВ (рис. 2). Глинистые продукты здесь являю тся гидрослюдисто-каолинитовыми. Только два о п ределе­ ния показали содерж ание хлорита. Хлорит, очевидно, о б р а з о ­ в ался за счет биотита: ан али з гидратизированного биотита (обр .

44— 112) дает 60% ГС и 40% X, ан али з богатого гидратизированным биотитом выветренного микрогнейса (обр. 44— 107) — 20% ГС, 30% К и 50% X. О б р азе ц 44— 112 был специально отобран д ля исследования продуктов гидратизации биотита. В л и т е р а ­ туре указы вается, что гидратизированны й биотит («гидробио­ тит») п редставляет собой обычно смешанно-слойное образование, содерж ащ ее слюдистые и вермикулитовые слои. Н аш и р езу л ь т а ­ ты показывают, что биотит гидратизируется с образованием смеси хлорита и гидрослюды .

Ещ е одна х ар а к тер н ая черта профиля КВ скв. Вийвиконна. В соотношениях главных глинистых компонентов ГС и К н а м е ­ чается тенденция к увеличению содерж ания ГС в верхах профиля (рис. 2). При этом породы не о б н ару ж и ваю т зам етных различий от залегаю щ и х ниже ни по содерж анию исходного биотита, ни по степени выветривания .

–  –  –

Рис. 3. Условные обозначения к петрографо-минералогическим разрезам коры выветривания .

И с х о д н ы е п о р о д ы : м игматизированны е биотито-плагиоклазовые (лептитовые) гнейсы .

И сходная порода — однородный мелкозернистый лептитовый гнейс следующего состава: 10— 15 Би-1 — 16 Кшп-23— 30 Кв-40— 60 ПЛ46-47 ± Мт .

Кв — типичная сквозная из существенно глинистых пород I I — III степени разлож ени я, которые в р азр е зе быстро и плавно сменяются, переходя на глуб. 228,50 м в совершенно свежий гнейс. Н езначительны е гипергенные изменения по трещ инам, наблю даю щ иеся местами на больших глубинах (например, ред ­ кие доломитовые прожилки на глуб. 237,70 м, частичная псевдоморфизации темно-цветных минералов на глуб. 250 м), рентгено­ графически не исследованы .

Глинистые породы характеризую тся интенсивной и м п регн а­ цией тонкодисперсного гематита, которая создает м акроскопи ­ чески хорошо прослеж иваем ую зональность. Выделяю тся три зоны. Они соответствуют 3 и нтервалам выветренных пород на разрезе. 227,15— 228,50 м. Серовато-белый каолинитизированный гнейс, лишенный гематитового пигмента, полевые шпаты пол­ ностью или частично каолинизированы, биотит большей частью свеж; структура и текстура реликтовые .

220,40— 227,15 м. Выветренный гнейс с реликтовой текстурой, интенсивно и равномерно пропитанный гематитом (окраш ен в фиолетово-бурый цвет); кварц преимущественно сохранился, биотит гидратизирован .

217,80— 220,40 м. Глинистая порода фиолетово-бурого цвета с зеленовато-серыми пятнами, лиш ь отчасти сохранивш ая исход­ ную гнейсовидную текстуру. П оявл яется вторичная гори зонталь­ ная слоистость (полосчатость), обусловленная неравномерной импрегнацией дисперсным гематитом. Н алож ен и е гор и зонтал ь­ ной текстуры на реликтовую наклонную хорошо п рослеж ивается в обр. 315— 103 (глуб. 218,0— 218,1) и обр. 315— 104 (глуб. 2 i 9,9— 220,1) .

Состав глинистой фракции из всех описанных зон (7 рентге­ нографических определений) вопреки ож и д ан иям одинаковый — каолинитовый. В небольшом количестве (5— 10%) н аблю дается гидрослюда. В ариации соотношений каолинита и гидрослюды незначительны и незакономерны. К ак исключение, в обр. 315— 107 из нижней части КВ (глуб. 227,30 м) в небольшом гнезде зеленовато-серого глинистого вещества обнаруж ено присутствие хлорита (около 40% ) и следы монтмориллонит-гидрослюды .

Таким образом, профиль КВ скв. 315 (В ока) хар актери зуется полным развитием каолинитовой зоны и отсутствием или сл аб ы м развитием (обр. 315— 107) промежуточных зон .

–  –  –

М е с т о н а х о ж д е н и е : К охтла-Я рвеский р-н, на левом берегу р. М устайыэ, в 700 м зап ад н ее устья р. М етскюла .

Ф у н д а м е н т в с к р ы т в и н т е р в а л е 264,50— 378,60 м .

Т и п ы п о р о д : мигматизированны е гранат-, силлиманит- и граф и т-содерж ащ и е кордиерито-биотитовые гнейсы с м а л о ­ мощными прослоями биотитового микрогнейса, редкие ж и ­ лы пегматоидного гранита .

КВ:

Нижняя г р а н и ц а на глуб. 373,00 м .

М о щ н о с т ь : 108,50 м. Р а з р е з неполный, верхние 24,50 м (свы ­ ше указанной мощности) пробурены без керна .

К р о в л я : пестроцветные алевролиты и песчаники P t 3gd .

И с х о д н ы е п о р о д ы : см. типы пород .

По X. К опп ельм аа (К оп пельм аа 1964; П уура и др. 19675) р а з ­ рез исходных высокоглиноземистых гнейсов (рис. 4) весьма одно­ роден. Н абл ю д аю щ и еся вариации состава сводятся к различию основных типов пород. М инеральны е ассоциации их: кордиеритобиотитовые гнейсы — Б и -К о р д - К в -К ш п -П л ± С и л ± Г р ± М у ± ± Г р а ф ; биотитовые микрогнейсы — 10 Би-40 Кшп-Пл-45 К в ± ± К о р д, Гр, Сил, Му. Граниты — Пл-М и-К в-Би, Му .

Р а з р е з КВ, по которому имеется керновый м атери ал, мож но отнести к промежуточному типу, близкому к трещинному. С лож ен он трещ иноваты ми породами I— II степени разл ож ени я, чисто глинистые породы в изучаемой части р азр е за не наблю даю тся .

К ар б о н а ти зац и я слабо и неясно в ы р аж ен а; отмечается она в основном на двух уровнях — 312,0 м и 337,0—340,0 м (рис. 4) .

Окислы-гидроокислы ж е л е за (гетит и гематит) развиты пят­ нами и главным образом в верхней части р а зр е за до глуб .

313,60 м .

Учитывая степень выветренности, X. К опп ельм аа (К оп пель­ маа, 1964) разб и вает р азр е з на два крупных интервала: 1. 289,0—

346.0 м. Выветренные, слабо разры хленны е гнейсы, окраш енные в зеленовато-серые и буровато-серые цвета. Гнейсовидная текстура породы сохранилась. П л а г и о к л а з полностью р азл ож ен, микро­ клин лиш ь частично. Биотит частично зам ещ ен хлоритом, гидро­ слюдой и каолинитом. 2. 346,0—373,0 м. С лабо выветренные породы, в которых только полевые шпаты и кордиерит частично зам ещ ены глинистым материалом .

Верхний интервал исследован X. К оппельм аа рентгенографи

–  –  –

Рис. 4. Профиль коры выветривания скв. 311А (М устайыэ) .

чески (6 определений порошковым ф отометодом ). Им о б н а р у ж е ­ ны К и ГС, встречающ иеся при преобладании то первого, то второго .

Д иф рактом етрические определения, выполненные нами (29 опр.), характери зую т т а к ж е в основном верхний интервал. Только два о б р азц а отобраны с большей глубины .

И м ею щ иеся данные позволяют выделить две зоны глинистых образован ий (снизу в в е р х ) : зону монтмориллонит-хлорита (М-Х) и зону монтмориллинит-гидрослюды-каолинита (М-ГС + К ). К а о ­ л инитовая или гидрослю дисто-каолинитовая зона, обычно вен­ ч аю щ ая разрез такого типа, не о б н ару ж ен а по всей вероятности из-за отсутствия керна на протяжении первых 25 м разр еза .

Зон а М-Х фиксирована одним определением ниж е нижней кромки КВ. М онтмориллонит-хлорит, по структуре относящ ийся к неупорядоченному типу, присутствует в небольшом гнезде (д и а­ метром 3— 4 см) среди совершенно свежего кордиерито-биотитового микрогнейса. Гнездо п редставляет собой измененную (освет­ ленную) часть гнейса зеленовато-серого цвета, в которой просле­ ж и ваю тся исходные структура и текстура и постепенный переход в свежую породу. М онтмориллонит-хлорит содерж ит незначи­ тельную примесь (1 0% ) гидрослюды .

Зона М-ГС + К охваты вает всю толщ у выветренных пород .

П реобл ад аю щ им минералом является каолинит, сод ерж ан ие которого варьирует в п ределах 40—90%- П о д еб аегр а м м е у ста­ навливается, что каолинит представлен хорошоокристализованной разностью. Почти повсеместно н аблю дается см еш анно­ слойная монтмориллонит-гидрослю да в количестве от 5% до 45%. Кроме того, в качестве примеси и спорадически присутст­ вуют гидрослю да (в количестве до 50% ) и хлорит (до 15% ) .

Соотношения глинистых компонентов в зоне М -ГС + К изменяются незакономерно. Не у л ав л и в ается прямой связи гли­ нистых продуктов с типами материнских пород и с уровнями карбонатизации (рис. 4). П р а в д а, некоторые соображ ен ия можно вы сказать относительно интервала 313,0— 322,0 м, н евыделен­ ного на геологическом разрезе, но отличаю щ егося относительно высоким содерж анием гидрослюды и хлорита и почти полным исчезновением монтмориллонит-гидрослюды. И сследование о б разц ов этого интервала показы вает, что они, в отличие от выше- и ниж езал егаю щ и х пород, характери зую тся повышенным содерж анием граф ита, монотонной зеленовато-серой окраской и наличием на поверхностях зер к ал скольж ения и трещ ин тонких налетов более позднего пирита .

Возможно, что исчезновение монтмориллонит-гидрослюды и увеличение содерж ан ия гидрослюды и хлорита обязан ы н а л о ­ женным гидротермальным воздействием. Это предположение правдоподобно, если учитывать, что аналогичные изменения н аб лю д аю тся в р азр езе скв. 312 (К а й д м а ) .

IV Гнейсы основного состава и амфиболиты

Скв. 1 (К аагвере)

М е с т о н а х о ж д е н и е : Тартуский р-н; на пойме р. Эмайыги у К аагвереской ш колы-интерната .

Ф у н д а м е н т в с к р ы т в и н т е р в а л е 473,00— 499,40 м .

Типы пород: чарнокитизированны е гиперстенсодерж ащ ие биотитовые и биотито-гиперстеновые гнейсы, лейкократовые микроклиновые граниты

КВ:

Н и ж н я я г р а н и ц а 479,80 м .

М о щ н о с т ь 6,80 м .

К р о в л я : светло-серый с р ж а вы м и пятнами песчаник P t 3gd .

И с х о д н ы е п о р о д ы : чарнокитизированны е гиперстено-биотитовые гнейсы .

Исходные породы представлены большей частью чарнокитизированными гиперстено-биотитовыми гнейсами. Только верхние 0,45 м р азр е за слагаю тся лейкократны м крупнозернистым Би-К вПл-К ш п-гранитом (рис. 5). О стал ьн ая часть р азр е за х а р а к т е р и ­ зуется исходной минеральной ассоциацией Г и п-Б и-П л40-45 + + К ш п ± К в ± М т, при значительном колебании количественных соотношений отдельных минералов. К в а р ц часто отсутствует, м аксим альны е сод ерж ан ия его в чарнокитовых прослоях не СКВ. 1 (КААГВЕРЕ)

–  –  –

Рис. 5. Профиль коры выветривания скв. 1 (К аагвере) .

п ревы ш аю т 20%. По химическому составу гнейсы соответствуют основным изверженным породам (П уур а и др., 1967) .

КВ относится к промеж уточному типу. По всей вероятности юна существенно разм ы та, т а к ка к она сл агается породами н а ­ чальных степеней разл ож е н и я (I — II) и лиш ена типичной каолинитовой зоны. Х арактерно отсутствие импрегнации окисламигидроокислами ж е л е за и четкой, макроскопически наблю даемой зоны карбонатизации. К арб о н ати зац и я п рослеж ивается в ш л и ­ ф а х с глубины 477— 480 м в виде доломитовых псевдоморфоз по гиперстену или в виде тонких доломитовых прожилок .

По рентгенографическим данным (11 анализов) КВ является существенно хлорито-каолинитовым. В меньших количествах встречаются монтмориллонит, гидрослюда и смеш анно-слойная монтмориллонит-гидрослюда. С учетом этих второстепенных со ­ ставны х частей в распределении глинистых минералов по про­ филю намечается неясно в ы р а ж ен н ая зональность. М ож н о вы ­ делить три зоны (снизу вверх): монтмориллонитовую (М ), хлорито-каолинитовую с примесью монтмориллонит-гидрослюды (М-ГС + Х + К) и хлорито-каолинитовую с примесью гидрослюды (ГС + Х + К ). 1) З о н а М приурочена к свежим породам (0-вой степени р а зл о ж е н и я ), располагаю щ и м ся ниж е уровня к а р б о н а ­ тов. М онтмориллонит обнаруж ен исключительно в виде корок, покры ваю щ их стенки трещин. Эти корки или налеты очень тонки, окрашены в зеленовато-черный цвет и имеют матовую поверх­ ность. М онтмориллонит встречается в чистом виде или с н еб оль­ шой примесью хлорита. По значению d(060) = 1,5 4 мон тм ори л­ лонит относится к триоктаэдрическому типу, возможно, к са п о ­ ниту .

К ак п оказы ваю т микроскопические наблю дения, мон тм ори л­ лонит образуется в основном за счет гиперстена. Гиперстен является одним из наиболее легко р азл а га ю щ и х ся минералов в коре выветривания кристаллического фундамента Эстонии вооб­ ще. В практически неизменных гнейсах, которые пересекаются трещ инам и с монтмориллонитовым покрытием, довольно часто попадаются разл о ж енн ы е зерна гиперстена. Псевдоморф озы с л а ­ гаю тся чешуйчатым или пластинчатым агрегатом зеленоватого м инерала, который по оптическим свойствам можно отнести к монтмориллониту (высокое двупреломление, составляю щ ее не менее 0,020— 0,030, и относительно низкие показатели п рел ом л е­ ния: N p ' = N б а л ь з а м а ). Агрегаты монтмориллонита со п ро во ж ­ даю тся скоплениями окислов ж елеза .

2) Зона М -ГС + Х + К располагается на глубине 474,00--м, т. е. в зоне карбон ати зац и и и выше ее. Зона х а р а к т е р и ­ зуется изменчивыми со д ерж ан иям и хлорита и каолинита, к ко то­ рым примешиваю тся небольшие количества (около 10%) монтмориллонит-гидрослюды. Гнездовыми пробами на обр. 4108А, глуб. 474,9 м установлено, что псевдоморфозы по гиперстену (и, частично, возможно, по биотиту) слагаю тся хлоритом с примесью каолинита, в то время как по полевым ш патам (плагиоклазу?) возникает каолинит с примесью монтмориллонит-гидрослюды .

Под микроскопом наблю даю тся в общем такие ж е взаимоотнош е­ ния, хотя, нужно отметить, диагностика хлорита и монтморилло­ нит-гидрослюды св яза н а с большими трудностями из-за изм ен­ чивости оптических свойств этих минералов .

3) Зона ГС + X-f- К выделяется условно, в основном по а н а л о ­ гии с другими разрезам и. В данном профиле зона х ар а к тер и ­ зуется на основе данны х двух рентгенографических анализов .

Отличие от предыдущей зоны состоит в исчезновении монтмориллонит-гидрослюды, в уменьшении сод ер ж ан ия хлорита (до 10%) и в появлении гидрослюды. О бразец, взятый из самой верхней части профиля, п о казы вает относительно высокое содерж ание (до 40% ) гидрослюды, ассоциирующей с каолинитом. Поскольку исходной породой здесь является гранит, то остается неопреде­ ленным, связан о ли появление гидрослюды с общей зональностью КВ, или с изменением химизма исходной породы, или с н а л о ж е н ­ ными процессами .

Скв. 175 (Тоотси) М е с т о н а х о ж д е н и е : П ярнуский р-н, окрестности пос. Тоотси;

в 28,5 км на СВ от г. Пярну .

Фундамент вскрыт в интервале 435,0— 491,6 м .

Типы п о р о д : гнейсы двупироксеновые, пироксено-амфиболовые, гиперстеновые, гранито-гнейсы гиперстеновые .

КВ:

Н и ж н я я г р а н и ц а 462,6 м .

М о щ н о с т ь 27,6 м .

К р о в л я : серые песчаники Cmiln .

И с х о д н ы е п о р о д ы : см. типы пород .

П реобл ад аю щ им и породами в р а зр е зе скв. Тоотси являю тся двупироксеновые гнейсы, мелко- и среднезернистые, тем но-зеле­ ного цвета, местами гранитизированные. И сходная м и н еральная ассоциация: 30— 70 П л-5— 35 ( Д и ± Г и п ) — 0— 20 Амф--0— 20 Би .

В наиболее выветренной части КВ исходные породы слагаю тся амфиболовыми гнейсами, со следующей ассоциацией минералов:

25— 70 Пл-20—40 Амф-0—20 (Ди + Гип). Д овольно часто в р а з ­ резе встречаются гранитизированны е гиперстеновые гнейсы, темно-серого и зеленовато-черного цвета. М инеральны й состав гиперстеновых гнейсов: 10— 55 П л-5— 50 Гип-0— 45 Кшп-0— — 10 Амф-0— 10 Би. Н аиболее редкими являю тся гиперстеновые плагиогнейсы (60—90 Кв-10— 3? П л - Г и п ± А м ф ), (Kirs 1969). В целом породы скв. Тоотси по химическому составу близки к о с ­ новным изверженным породам .

КВ относится к трещ инно-сквозному типу. В нем можно н аблю дать постепенное изменение степени выветренности в глу­ бину. П роф и ль КВ расчленяется на сквозную и трещ инную части .

С квозная часть коры выветривания н аблю дается до глубины

447.0 м. Г лубж е следует трещ инная КВ (447,0— 462,6 м ), где гипергенные изменения не зах в аты в аю т всю породу, а разви ваю тся м алом ощ ными зонами, гнездами и по трещ инам .

Н и ж е нижней кромки коры до конца р азр еза кри сталл и ч е­ ского ф ундамента, вскрытого скв. Тоотси, н аблю даю тся гипергенные изменения по трещинам .

В интервале 435,0— 445,0 м исходные породы разлож ены, в основном, до III степени, реж е до II, и превращ ены в глинистую массу, зеленовато-фиолетово- или серовато-фиолетово-пеструю .

Только в отдельных о б р азц ах наб лю д ается сильная импрегнация окислами-гидроокислами ж елеза. Микроскопические н аблю дения показываю т, что темноцветные силикаты, плагиоклазы и калиш паты превращены в глинистые минералы, которые пропитаны окислам и-гидроокислам и ж елеза. Только местами встречаются реликты исходной структуры. В гранитизированны х р азн о в и д ­ ностях сохранился кварц .

Н ачи ная от глубины 445,0 м до конца р азр е за КВ (462,6 м) исходные породы находятся в начальной стадии выветривания (0-вой, I и реж е II ). В этой части р а з р е з а сильнее всего р а з л о ж е ­ ны темно-цветные минералы (гиперстен, диопсид, ам ф и б о л ), а п лагиоклазы и калиевы е полевые шпаты частично, в основном по микротрещ инам. Аналогичные изменения исходных минералов наблю даю тся и глубже, до конца р азр е за, вскрытого скв. Тоотси .

Х арактерны м явл яется наличие нескольких зон к а р б о н а т и за ­ ции. Н аиболее интенсивные явления карбон ати зац и и отмечаю тся на уровнях 445,0— 447,0 м, 454,0—456,0 м, 466,0— 467,0 м, 481,0—

482.0 м .

По рентгенографическим определениям (40 о б разц ов), в р а з ­ резе скв. Тоотси можно выделить следую щие зоны глинистых минералов (снизу вверх): 1) ниж няя монтмориллонитовая (М ),

2) хлорито-гидрослю дистая (Х + Г С ), 3) верхняя монтм орилло­ нитовая (М ), монтмориллонит-хлорито-гидрослю дистая (МХ + ГС ), 5) монтмориллонит-гидрослю дистая (М-ГС) с гидро­ слюдой и каолинитом и 6) каоли н итовая (К) с примесью гидро­ слюды и хлорита (рис. 6) .

1) Н и ж н я я монтмориллонитовая зона распо л агается в интер­ вал е 459,30— 489,30 м и зах в аты в ает самую нижнюю часть коры выветривания ( ^ 3 м) и остальную часть р а зр е за кри сталл и ч е­ ского ф ундамента, где гипергенные изменения р азв и ваю тся среди свежих пород по трещ инам и в виде гнезд. Исходные породы в этой части р азр е за слагаю тся двупироксеновыми, амфиболо-двулироксеновыми и гиперстеновыми гнейсами. М онтмориллонит СКВ. 175 (ТООТСИ)

–  –  –

Рис. 6. Профиль коры выветривания скв. 175 (Тоотси) .

о б р азо в ал ся за счет разл о ж е н и я темно-цветных силикатов (в п ер­ вую очередь гиперстена) по трещ инам. Н аб л ю д аю тся т а к ж е тонкие грязно-зеленые налеты на стенках трещин, которые при рентгенографических определениях о казы ваю тся м он тм ори лло­ нитом .

М онтмориллонит присутствует в чистом виде, реж е с при­ месью хлорита (1 0 % ), каолинита, гидрослюды и относится к триоктаэдрическому типу, по-видимому, к сапониту .

И з этой нижней зоны монтмориллонита нужно выделить интервал 466,0—467,60 м, где в рентгенографически п р о ан ал и зи ­ рованных о б р азц ах (2 ан ал и за) монтмориллонит отсутствует .

Глинистый минерал представлен здесь смешанно-слойным м он т­ мориллонит-хлоритом. М онтмориллонит-хлорит присутствует в чистом виде. В том ж е интервале отмечается карбон ати зац и я .

Исходными породами этой части р азр е за явл яю тся гиперстено­ вые гнейсы и гиперстеновые гранито-гнейсы .

2) Хлорито-гидрослю дистая зона р асп о л о ж ен а на глубине 454,3— 459,0 м. Исходные породы представлены гиперстеновыми и биотито-двупироксеновыми гнейсами. И з глинистых минералов присутствуют гидрослюда (45— 60% ) и хлорит (50— 55% ) и в одном образце смешанно-слойный монтмориллонит-хлорит. В о б р азц е с монтмориллонит-хлоритом встречаю тся ж и л ки д о л о ­ мита .

3) В ерхняя зона монтмориллонита приурочена к трещинной части коры выветривания (449,0—453,9 м ). Исходными породами являю тся здесь двупироксеновые гнейсы и гиперстеновые гран и ­ то-гнейсы. Глинистый минерал покры вает стенки трещин в виде темнозеленого вещества с матовой поверхностью. По данным рентгенографических определений монтмориллонит присутствует в чистом виде. Только один об р азец содерж ит каолинит (1 0 % ), один — хлорит (1 0 % ). С удя по межплоскостному расстоянию рефлекса (060) (1,53— 1,54 ), монтмориллонит относится к триоктаэдрическому р яд у и, по-видимому, является сапонитом .

4) М онтмориллонит-хлорито-гидрослю дистая зона п риуро­ чена к гиперстено-амфиболовым гнейсам (445,30— 446,80 м). Эта зон а совпадает с зоной карбонатизации. Х арактерны м и гли­ нистыми м и н ералам и являю тся здесь гидрослю да (20— 8 0% ) и смешанно-слойный монтмориллонит-хлорит (20— 5 0 % ), в одном об разц е — хлорит (4 0 % ) .

5) Выше отмечается м а лом о щ н ая зона (445,0—445,3 м) монтмориллонит-гидрослюды. Исходные породы — гиперстено-амфиболовые гнейсы. Х арактерны м глинистым минералом здесь является смеш анно-слойная монтмориллонит-гидрослю да (40— 6 0 % ). Н азванн ы й минерал в данном разр е зе нигде больше не встречается. И з других глинистых минералов присутствуют гид­ рослюда, каолинит и хлорит .

6) К верхам р азр е за (435,0— 445,0 м) приурочена каолинито­ в ая зона. Исходные породы представлены пироксено-амфиболовыми гнейсами, которые, в основном превращ ены в бесструктур­ ную глинистую массу. К аолинит присутствует в чистом виде, или ж е в смеси с гидрослюдой (5— 10%) и хлоритом (1 0 % ). В низах зоны каолинита присутствует смешанно-слойная монтморилло­ нит-гидрослюда (1 0 % ) .

В этой части р азр е за отмечаются импрегнации окислами и гидроокислами ж елеза .

Скв. 173 (Селисте)

М е с т о н а х о ж д е н и е : Пярнуский р-н, полуостров Ты стам аа, в 27,5 км к З Ю З от г. Пярну .

Ф у н д а м е н т в с к р ы т в и н т е р в а л е 586,0— 623,20 м .

Т и п ы п о р о д : гнейсы гиперстеновые, амфиболо-двупироксеновые, биотито-амфиболовые и гранито-гнейсы калиш патовые .

КВ:

Н и ж н я я г р а н и ц а 583,0 м .

М о щ н о с т ь 15,0 м .

К р о в л я : песчаник крупнозернистый, серый Cmiln .

И с х о д н ы е п о р о д ы : пироксеновые гнейсы с амфиболом и биотитом, гиперстеновые гнейсы, биотито-амфиболовые гнейсы и гранито-гнейсы .

Из исходных пород преобладаю щ им и являю тся пироксеновые гнейсы с исходной минеральной ассоциацией: 30— 70 П л-5— —35 (Гип + Д и ) - 0 — 20 Амф-0— 20 Би. Гиперстеновые гнейсы об­ л а д а ю т следующим составом: 10— 55 П л-5— 50 Гип-0—45 К ш п —

-0— 40 Кв-0— 10 Би. Биотито-амфиболовы е гнейсы средне- и мелкозернистые, темнозеленые, с исходной минеральной ассо­ циацией: 25— 70 Пл-20— 40 Амф-0— 10 Кв + Би .

КВ относится к трещинно-сквозному типу. К ак и в р азр е зе скв. Арэ, т а к и здесь отличительной чертой является присутствие ш ам озита в профиле глинистых продуктов КВ. В интервале 568,0—583,0 м исходные породы разлож ены в основном, до II степени, только в нижней части — до I степени. О бщ ие черты исходной текстуры и структуры сохранились. В ы ветренная порода имеет х арактерн ую серовато-зеленую окраску; импрегнации окис­ лами-гидроокислами отсутствуют. В нижней части коры вывет­ ривания (581,5— 583,0 м) отмечается карбон ати зац и я. Р а з л о ж е ­ нием зах вач ен а и остал ьн ая часть р азр е за кристаллического фундамента, но только в виде узких зон возле стенок трещин, а та к ж е в виде гнезд .

По рентгенографическим определениям (15 образцов) в про­ филе четко выделяется верхняя шамозито-монтмориллонит-гидрослю дистая зона (Ш + М -Г С ), которая охваты вает почти всю СКВ. 173 (СЕЛИСТЕ)

–  –  –

выделенную КВ. В нижней части р азр е за доминирующим м и н ер а­ лом является монтмориллонит; но в больших количествах, д а ж е в чистом виде, присутствует и гидрослюда (рис. 7). В виде примеси встречаются хлорит и в одном образц е вермикулит .

В интервале 592,1— 622,6 м чащ е других глинистых минералов встречается монтмориллонит. М онтмориллонит о бразует тонкие грязно-зеленые налеты на стенках трещин. Он определен так ж е в выветренных породах возле стенок трещин. М онтмориллонит присутствует в чистом виде и в смеси с хлоритом (20 и 4 0 % ) .

Н а глубинах 609,9 м и 592,1 м рентгенографическим методом во фракции менее 0,001 мм определена гидрослюда, мономинерал ь н а я и в смеси с хлоритом (2 5 % ). Гидрослю да образует зеленовато-черные корки на стенках трещин. Эти корки, в отличие от монтмориллонитовых, имеют гладкую блестящую поверхность .

В образц е с глубины 591,0 м обнаруж ен вермикулит (50% ) и хлорит (5 0 % ) .

Таким образом, в описанной нижней части р азр е за не н аб л ю ­ дается четкой зональности распределения глинистых минералов .

В интервале 586,0— 586,5 м характерн ы м и глинистыми мине­ р ал ам и являю тся смеш анно-слойная монтмориллонит-гидрослюда и шамозит. Количество монтмориллонит-гидрослюды к ол еб ­ лется в пределах 50— 60%, в одном образц е 100%, ш ам ози та — 30— 50%. В образц е с глубины 581,2 м отсутствует монтморилло­ нит-гидрослюда; вместо нее присутствует монтмориллонит (70% ) в смеси с шамозитом .

Чтобы более точно установить распределение ф аз (М-ГС и

Ш) в выветренной породе, нами был дополнительно фотометодом изучен обр. 9523 (глуб. 571,0 м). П орода II степени разлож ени я, с сохранившейся структурой, зелено-пестрая. Н а фоне общей бледно-зеленой массы выделяю тся мелкие пятна ярко-зеленого цвета, представляю щ ие собой псевдоморфозы по темно-цветным силикатам. И з о б разц а были отобраны три точечные пробы .

Зелены е псевдоморфозы по темно-цветным минералам, согласно определению, оказал и сь монтмориллонит-гидрослюдистыми .

Бледно-зеленое землистое вещество из основной массы д а л а рентгенограмму ш амозита. Ш ам ози т определен т а к ж е в третьей пробе, отобранной из жилоподобного образован ия мощностью 2— 6 мм серовато-зеленой окраски, пересекающего выветренную породу .

Полученные данны е хорошо согласуются с микроскопически­ ми наблю дениями. П севдоморф озы по темно-цветным минералам слагаю тся монтмориллонит-гидрослюдой, в шлифе зеленой, с хорошо вы раж енны м плеохроизмом и высокими цветами интер­ ференции. Ш ам ози т присутствует в очень тонкодисперсной массе, зеленоватой или слегка буроватой, которая частично образуется по монтмориллонит-гидрослюде .

V Габбро

Скв. Т ап а

М е с т о н а х о ж д е н и е : г. Тапа, на юго-западной окраине горо­ да, в 2,6 км юго-западнее ж. д. станции .

Ф у н д а м е н т в с к р ы т в и н т е р в а л е 311,40— 366,60 м .

Т и п ы п о р о д : лейкократовый ам фиболизированный габбронорит гнейсовидной текстуры, пронизанный редкими м а л о ­ мощными ж и л ам и гранитоида .

КВ:

Н и ж н я я г р а н и ц а на глуб. 325,5 м .

М о щ н о с т ь 14,10 м .

К р о в л я : буровато-желты й песчаник P t 3gd .

И с х о д н ы е п о р о д ы : см. типы пород .

Р а з р е з КВ скв. Тап а является примером КВ сквозного типа .

В нем мож но проследить постепенное изменение степени вывет­ ренности в глубину, причем малую роль играет трещ иноватость пород. Уже макроскопически н амечается четкая зональность КВ .

Основным исходным типом породы является ам ф и б о л и зи р о­ ванный габбро-норит гнейсовидной текстуры весьма постоян­ ного состава: 0— 5 Би-10— 15 П и р +.М Пир-20—25 Амф-55— — 65 П л 45-49 + М т ± К в. Кроме того, в виде малом ощ ных жил (0,20— 0,30 м) в КВ встречается Би-П л-К в-М и-гранит (П у ура и др., 1967) .

П роф иль КВ скв. Т ап а изучен детально X. К оппельм аа (К о п ­ пельм аа, 1964; П уура и др., 1967). Н а основе макроскопического, микроскопического и рентгенографического изучения (10 опреде­ лений порошковым фотометодом) он выделяет 3 плавно перехо­ дящ и е одна в другую зоны (снизу вверх): зону дезинтеграции, зону вы щ елачивания и зону глинистых продуктов .

По X. К оппельмаа зона дезинтеграции (324,0— 325,5 м) с л а ­ гается крепкой темной с вишнево-красным оттенком породой, в которой встречаются трещины, заполненны е карбонатны м в е­ ществом. П од микроскопом основные изменения в ы р а ж аю т с я в развитии гидроокислов и окислов ж е л е за по трещинам .

Зона выщ елачивания (320,0— 324,0 м) сл агается слегка вы ­ ветренной крепкой породой, в которой ам фибол и пироксен з а ­ мещены карбонатом, а п лагиоклаз частично каолинитизирован .

Зона глинистых продуктов (311,4— 320,0 м) п редставлена пятнистой существенно глинистой породой, в профиле которой на основе хар а ктер а импрегнации и сохранения первичных стру к­ тур-текстур выделяются 4 подзоны:

а) 316,4— 320,0 м. Выветренная порода имеет зел е н о в ато ­ серый цвет; импрегнация окислам и-гидроокислам и ж е л е за отсут­ ствует; присутствуют карбонаты .

б) 313,8— 316,4 м. П орода от импрегнации дисперсным г е м а ­ титом окраш ена в вишнево-красный цвет .

в) 312,8— 318, 8 м. П орода окраш ена гидрогетитом (гетитом) в охристо-желтый цвет .

г) 311,4— 312,8 м. П орода сильно пигментирована гематитом;

п ервоначальн ая структура и текстура исходной породы не со хра­ нились .

И з-за недостатка образцов профиль КВ скв. Т ап а нами изу­ чен не в полном объеме, а лиш ь в пределах верхней зоны (зоны глинистых продуктов). В этой зоне снизу вверх намечается отчетливая зам ена ассоциаций глинистых м инералов (рис. 8) и СКВ. ТАПА

–  –  –

выделяю тся две зоны глинистых продуктов: 312,8— 320,0 м зона ГС + К + М-ГС и 311,4— 312,8 м зона К .

В первой зоне п реоб ладает смеш анно-слойная м он тморилло­ нит-гидрослюда в смеси с каолинитом и гидрослюдой. Во второй зоне основным глинистым минералом является каолинит. Вместе с ним в небольшой примеси мож ет присутствовать гидрослюда .

Характерно, что зоны пигментации окислам и-гидроокислам и ж елеза прямо не связаны с выделяемы ми зонами глинистых м и ­ нералов .

В то ж е время отчетливо вы р а ж ае тся тенденция увеличения сод ер ж ан ия каолинита к верхам разреза .

VI Серпентиниты

Скв. 2 (Отепя)

М е с т о н а х о ж д е н и е : В алгаский р-н, оз. П ю хаярве; террито­ рия П ю хаярвеского санатория, 200 м севернее северного берега озера .

Ф у н д а м е н т в с к р ы т в и н т е р в а л е 606,80— 649,40 м .

Типы п о р о д : биотито-гиперстено-ортоклазовые и биотитоортоклазовы е гнейсы, полевошпатовые кварциты, серпен­ тиниты, ортоклазовы е граниты (типа м и гм ати тообразую ­ щ их) .

КВ:

Н и ж н я я г р а н и ц а на глуб. 631,00 м .

М ощность 24,20 м .

К р о в л я : вишнево-красный алевролит P t 3gd .

Исходные п о р о д ы : серпентиниты, биотито-ортоклазовые гнейсы, в небольшом объеме — граниты .

К группе серпентинитов разрез скв. Отепя отнесен условно, так как исходные породы представлены толщей п ер еслаи в аю ­ щихся биотито-гиперстено-ортоклазовых гнейсов и серпентини­ тов, в которой серпентиниты зан и м аю т меньшую часть. Учиты­ валось обстоятельство, что серпентиниты скв. Отепя до сих пор являю тся единственной находкой ультраосновны х пород в кристаллическом фундаменте Эстонии .

П роф и ль КВ скв. Отепя яв ляется одним из наиболее детально изученных. Р а з р е з изучен под микроскопом (23 ш л и ф а ). О дн о­ временно профиль КВ является достаточно полным и о б н а р у ж и ­ вает четкую зональность распределения глинистых минералов по вертикали. С учетом изложенного к описанию п рилагаю тся дифрактометрические кривые характернейш их смесей глинистых минералов .

Х арактер переслаивания исходных пород и зображ ен на рис. 9 .

Гнейсы — метаморфические породы гнейсового облика, мелкодо среднезернистого сложения, отличаю щ иеся отсутствием или малы м количеством кварц а. Ассоциация: 10—35 Би-15— 20 ГипОрт. Серпентинит состоит существенно из хризотила; в небольшом количестве присутствуют зел ен ов атая в ш лиф е шпи­ нель и, участками, флогопит. Структурный рисунок соответствует оливиновой или пироксено-оливиновой породе; текстура м асси в­ ная. Гранит, встречающ ийся в виде малом ощ ных прослоев, с л а ­ гается неравномерно-крупнозернистым агрегатом Би-Кв-Орт. В целом породы разр е за х арактери зую тся большим содерж анием кали я и магния и сравнительно небольшим содерж анием кре м ­ ния и кальция .

6 Труды по геологии VI СКВ. 2 (ОТЕПЯ)

–  –  –

КВ промежуточного типа, б ли зк ая к сквозной и относительно полная. Р а з р е з слагается породами главным образом I I и I I I степени разлож ени я, реж е — I. Н и ж е нижней границы КВ (631,0 м) явления выветривания отмечаются редко и в небольших масш табах. Рентгенографически они не изучены. М икроскопиче­ ское изучение показывает, что здесь в п севдоморфозах по гипер­ стену мож ет присутствовать монтмориллонит, который пока в разрезе скв. Отепя не обнаружен. К ар бонатизации н аблю дается на двух уровнях. Н а первом уровне, на глубине около 622 м, встречаются ж илки мощностью до 1,5 см розоватого доломита с единичными прозрачными кри сталли кам и кальц ита в полостях жилок. Второй уровень приурочен к самому ниж нему горизонту КВ на глубине 628,9— 630,0 м. Здесь ка р б о н ат и зац и я проявлена более интенсивно. Кроме прож илок розоватого долом ита ка р б о ­ наты — доломит, кальцит и анкерит (определены рентгенографи­ ческим методом) — зам ещ а ю т основную массу выветренного серпентинита. Н есколько ниже, по трещ инам в свежих серпен­ тинитах встречаются корки кальцита с гладкой опалевидной поверхностью .

Н а основе рентгенографического ан ал и за ф ракции менее 0,001 мм в профиле КВ уверенно вы деляю тся 4 зоны (снизу вверх): монтмориллонит-хлоритовая (М -Х), хлорито-монтморилРис. 10. Дифрактограммы глинистой фракции выветренного зеленовато-бурого серпентинита из скв. 2 (О тепя), обр. 4090, глуб. 622,5 м (смешанно-слойнал монтмориллонит-хлорит) б* 83 лонит-гидрослю дистая (Х + М -Г С ), каолинито-монтмориллонитгидрослю дистая (К + М -ГС) и каолинитовая (К) (рис. 9) .

1. Зон а М-Х (628,3— 631,0 м ). Смешанно-слойный монтморил­ лонит-хлорит встречается исключительно в узкой зоне непосред­ ственно над свеж ими породами. Исходной породой является сер­ пентинит, который р азл о ж е н в I— III степени и большей частью карбонатизирован. Выветрелый серпентинит — ры х лая серая или зеленовато-серая с бурыми пятнами порода. М-Х наблю дается как единственный глинистый новообразованный минерал, или, в верхней части зоны, совместно с гидрослюдой. Количество гидрослюды небольшое: 10—20% ; содерж ание ГС достигает м а к ­ симума (80% ) несколько выше по разрезу, в обр. 4088в (глуб .

628,20 м ), относящ емся уж е к следующей зоне .

М-Х в необработанных ориентированных п р еп ар атах х ар а к т е ­ ризуется серией базальн ы х рефлексов с межплоскостными р а с ­ стояниями 14,02 (002), 7,16 А (004), 4,73 (006) (рис. 10) .

После насыщения п реп арата глицерином межплоскостные р а с ­ стояния увеличиваются соответственно до 15,50, 7,50 ; после н агревания при 500° в течение двух часов (002) уменьш аю тся до 12,45. Р еф л ек с первого порядка величиной 28—30 в п рирод­ ных о б разц ах н аблю дается редко, но он появляется обычно в нагретом об разц е и с межплоскостным расстоянием около 23 .

По приведенной характеристике данное смешанно-слойное образование можно отнести к неупорядоченному монтморилло­ нит-хлориту с тенденцией к упорядоченному. Очень вероятно, в об разц ах сосуществуют ф азы М-Х с различной долей монтмо­ риллонита и с различной степенью упорядоченности, из которых часть п рибли ж ается к корренситу .

Под микроскопом М-Х однозначно не диагносцируется, что, по-видимому, обусловлено его неупорядоченной, гетерогенной природой. Определение М-Х ослож няется еще тем, что в породе обычно присутствуют гидрослю да и реликтовый серпентин. ГС сл агает массы бесцветных или зеленоваты х со слабы м плеохроиз­ мом чешуек с высоким двупреломлением. И ногда она (обр .

40926, глуб. 630,30 м) образует радиальнолучистые агрегаты в жилоподобных колломорфных обр азован иях карбон ата, которые отлагали сь в позднюю стадию выветривания. Возникновение гидрослюды за счет серпентина обусловлено, по-видимому, при­ током богатых калием и алюминием растворов сверху, с в ы щ ел а­ чиванием вы ш езалегаю щ их калиевых гранитов (рис. 9) .

Кроме гидрослюды и пробуревшего остаточного хризотила в ш лифах наблю даю тся тонкие чешуйчатые и волокнистые агрегаты различных тонов зеленоватого цвета, об ладаю щ и е широкой вариацией оптических свойств. Учитывая, что эти агрегаты имеют склонность вы краш и ваться при изготовлении ш лифа, н ам е кая на разбухаю щ ий характер минерала, можно их предположительно отнести к монтмориллонит-хлориту. Ц вет М-Х зеленоватый, иногда с синеватым оттенком, грязно-зеленый, очень часто буро­ вато-зеленый; величина двупреломления варьируется от хлоритовой до почти гидрослюдистой, преимущественно ж е п р ом еж у­ точна м еж ду ними, порядка 0,008—0,012 .

Рис. 11. Д ифрактограммы глинистой фракции выветренного биотито-гиперстенового гнейса из скв. 2 (О тепя), обр. 4082 В, глуб. 619,0 м (смешанно-слойная монтмориллонит-гидрослюда и хлорит) .

2. Зона Х.+.М-ГС зан и м ает почти половину р азр е за (617,0— 628,3 м ), которая слагается преимущественно породами II сте­ пени разлож ения. Зо н а характери зуется наличием во ф р а к ­ ции менее 0,001 мм переменных количеств хлорита и монтморил­ лонит-гидрослюды. Д л я зоны в целом М-ГС преобладает (40— 90% ) над X (10— 6 0 % ), однако, пропорция их закономерно Рис. 12. Дифрактограммы глинистой фракции выветренного мигматизированнот о серпентинита из скв. 2 (О тепя), обр. 4087А, глуб. 622,5 м смешанно-слойная монтмориллонит-гидрослюда и хлорит) .

изменяется в профиле. Хлорит более распространен в нижней части зоны; вверх его содерж ание постепенно уменьшается. В качестве второстепенной случайной примеси встречается к а о л и ­ нит. Граница с в ы ш ележ ащ ей зоной К + М -ГС постепенная и вы р а ж ае тся в дальнейш ем уменьшении количества хлорита, в исчезновении его и в появлении каолинита. Переход от нижней М-Х зоны резок, через локальный максимум гидрослюды .

М онтмориллонит-гидрослю да устанавл и вается по серии б а ­ зальны х рефлексов при 10,50— 11,63 А, 4,87— 5,01, 3,23— 3,30 .

Из них только первый о б л а д а ет значительной интенсивностью’ (рис. 11 и 12). Н асы щ енные этиленгликолем препараты д аю т следующие величины межплоскостных расстояний: 12,45— 13,20, 9,83— 10,05 А, 5,10—5,16 А, 3,33— 3,35. После п р о к ал и ­ вания при 500° наблю даю тся рефлексы с межплоскостными р а с ­ стояниями 9,90— 10,10, 4,98 А, 3,33 А .

Приведенные цифры свойственны неупорядоченной см еш ан ­ но-слойной монтмориллонит-гидрослюде, в которой доля монтмо­ риллонита по Уиверу (W eaver, 1956) составляет 15— 35%, чащ е 20— 30%. По данным порошковых рентгенограмм М -ГС п рин ад­ леж и т к диоктаэдрическому типу (d(060) = 1,50А). Хлорит рент­ генографически характер и зу ется пиком (001) около 14 .

М онтмориллонит-гидрослюда в чистом виде не встречается .

К а к и в случае смешанно-слойного монтмориллонит-хлорита, микроскопическое определение М -ГС связано с большими т р у д ­ ностями. Исходя из сопоставления рентгеновских данны х с изу­ ченными о б разц ам и и шлифами, можно М -ГС х ар а ктери зов ать следующим образом. М -ГС хар а кт ер н а породам II степени р а з ­ ложения, слабо импрегнированным окислам и-гидроокислам и ж е л е за (импрегнация местная, за счет р азл ож е н и я темно-цвегных м и н ералов), буровато-зеленовато-пестрого и зеленовато-серого' цвета. Точечные рентгенографические пробы показываю т, что наибольшие содерж ан ия М-ГС даю т зеленоваты е — бледно-зеле­ новатые, серо-зеленоватые, ж елто-зеленоваты е — землистые агрегаты, внешне напоминаю щие т. н. гидрохлорит и р а з в и в а ю ­ щиеся в виде псевдоморфоз по гиперстену, но и в виде мелких гнезд и прожилок .

Под микроскопом свойства М-ГС переменны, в зависимости от агрегатного состояния и, возможно, от степени «монтмориллонитизации». Н аиболее часто М-ГС присутствует в псевдоморфозах по гиперстену. Эти псевдоморфозы имеют ячеистое или пластин­ чатое строение, заленоватую или буровато-ж елтую окраску (от примеси окислов-гидроокислов ж е л е за) и неоднородную, нередко высокую интерференционную окраску. В предш ествовавш их пет­ рографических описаниях они обычно именовались серпентиновыми, хлоритовыми и боулингитовыми. М-ГС в них о б разует м е л ­ кие пластинки грязно-зеленого или желто-зеленого цвета с з а м е т ­ ным плеохроизмом и высоким двупреломлением, доходящим до 87’ 30 тысячных (шл. 4088, глуб. 626,60 м ). В других случаях (шл .

4079, глуб. 611,90 м) М-ГС сл агает волокнистые стенки ячеек псевдоморфоз, в то время как ядра ячеек сложены чешуйчатой Рис. 13. Дифрактограммы глинистой фракции выветренного биотито-гиперстеноортоклазового гнейса из скв. 2 (О тепя), обр. 4081 Г, гл. 616,20 м (смешанно-слойная монтмориллонит-гидрослюда и каолинит) .

хлоритовой массой. Более тонкодисперсные чешуйчатые разности сл абее окрашены, слегка зеленоваты, неплеохроичны, с величи­ ной двупреломления около 0,009— 0,020. Последние развиваю тся по трещ инам в породе, по кали ш п ату и, отчасти, по-видимому, по биотиту при сильной гидратизации его в верхних горизонтах зоны (шл. 4079, глуб. 611,90 м; шл. 4082, глуб. 618,00 м ). Во всех Рис. 14. Д ифрактограммы глинистой фракции выветренного мигматизировачного серпентинита из скв. 2 (О тепя), 4081, гл. 614,50 м (каолинит и смеш анно­ слойная монтмориллонит-гидрослюда) .

сл уч аях показатели преломления М-ГС выше N б ал ьзам а. М -ГС д овольно часто несет следы разб у хан и я в процессе ш лифования, в виде раскры тия трещин, крошения части м а тери ал а и т. д .

3. Зон а К + М-ГС, как и предыдущ ая, имеет значительную мощность (611,0— 617,0 м). Она характери зуется переменными количествами монтмориллонит-гидрослюды и каолинита (рис. 13) и небольшой случайной примесью хлорита и гидрослюды. Н а ­ мечается тенденция уменьшения содерж ан ия М -ГС и увеличения К кверху, с постепенным переходом в верхнюю каолинитовую зону (рис. 14). Выветренные породы — глинистые, II и III степе­ ни разл ож ени я, зеленовато-буро-пестрые, в верхней части зоны — бурые и фиолетово-бурые от импрегнации соединениями ж елеза .

Рентгенографически М-ГС аналогична описанному в преды­ дущей зоне .

4. К аолинитовая зона (К) (606,80— 611,0 м ). Здесь резко пре­ о б л а д а е т каолинит (60— 100%) (рис. 15). Монтмориллонит-гидрослюда встречается спорадически (до 2 0% ) в нижней части зоны. Вместо нее появляется примесь разбухаю щ ей гидрослюды (5— 10% ). Выветренные породы представлены, в основном, се р ­ пентинитами III степени разлож ени я, которые участками сильно импрегнированы гематитом. Каолинит, по микроскопическим н а ­ блюдениям, присутствует преимущественно в виде тонкочешуй­ чатого агрегата; лиш ь изредка н аблю даю тся и ндивидуализиро­ ванные червеобразные выделения, длиной до 0,2 мм (шл. 4072, глуб. 608,90 м и шл. 4074, глуб. 609,90 м ). По рентгенографиче­ ским данным каолинит хорошо окристаллизован. Так, в порош ­ ковых рентгенограмм ах устанавли ваю тся четкие рефлексы в ин­ тервале 4,5—3,5, 4,36, 4,18 А, 3,85 А и в интервале 3,5— 2,5 — пять рефлексов .

В целом профиль КВ скв. Отепя мож ет служ ить хорошим при­ мером вертикальной зональности выветривания. Если общий н а ­ бор глинистых минералов определяется валовым составом пород р а з р е з а (и, очевидно, стадией в ы в етр и в ан и я ), то состав глинистых продуктов в какой-то конкретной точке р а зр е за прямо не з а в и ­ сит от субстрата. В ыделяемы е зоны пересекают прослои исход­ ных пород различного состава (рис. 9). В ходе выветривания происходила сущ ественная миграция элементов с тенденцией к выравниванию состава фильтрирую щихся растворов. Об этом луч ­ ше всего свидетельствует полная каолинитизация верхних м а л о ­ мощных прослоев серпентинита. Границы м еж ду зонами, как п р а­ вило, плавные. Единственное исключение — резкий переход к нижней монтмориллонит-хлоритовой зоне — объясняется э ф ф е к ­ том увеличения роли микросреды со снижением интенсивности разлож ения. Прослой серпентинита, оказавш и йся подошвой КВ, по-видимому в силу своих механических свойств, при р а з л о ж е ­ нии создал свою микросреду, сильно щелочную (карбонаты!) отличную от сущ ествовавшей выше .

Особо нужно подчеркнуть еще то, что постепенный характерпереходов меж ду зонами характери зу ется не только сменой о д ­ ного глинистого м и н ерала другим, но и закономерным измене­ нием количественных соотношений их с естественными отклоне­ ниями от идеальной схемы. Это обстоятельство д ает основание утверж дать, что примененная методика полуколичественного ан ал и за смесей глинистых минералов при данной детальности вполне себя оправдывает .

–  –  –

М е с т о н а х о ж д е н и е : К охтла-Ярвеский р-н, в 9,5 км на ВСВ (аз. 80°) от г. й ы х в и, на берегу р. Пюхайыги возле шоссе Т ал л и н —Л ен и н ­ град. Н аходится в 300 м ю жнее скв .

315 (В о к а ) .

Ф у н д а м е н т в с к р ы т в и н т е р в а л е 226,60— 310,50 м .

Т и п ы п о р о д : магнетитовые кварциты различного состава с малом ощ ными ж и л ам и гранита .

КВ:

Н и ж н я я г р а н и ц а 243,60 м .

М о щ н о с т ь 17,00 м .

К р о в л я : ожелезненный гравелитистый алевроли т P t 3gd .

И с х о д н ы е п о р о д ы : магнетитовые кварциты пироксено-гранатовые и ам фиболо-гранатовы е .

И сходная порода довольно однообразная, гнейсовидной, тон­ кослоистой и массивной текстуры.

М и н ерал ьн ая ассоциация:

0— 20 Би-0— 20 М П и р-0— 20 Р П и р -0 —35 П л-0— 40 Гр-0—бОАмфМ т — 10— 75 К в ± К ш п. КВ трещинно-сквозного типа, но более б ли зкая к сквозному .

КВ сл агается в интервале 226,60—241,00 м разрыхленными красно-бурыми породами с импрегнацией окислов и гидроокислов ж елеза. И з первичных минералов частично сохранились кварц и магнетит. Темно-цветные силикаты полностью разлож ены и пре­ вращ ены в бурые железисты е агрегаты. Степень разл о ж е н и я в этой части р а зр е за является II и, реже, III. В интервале 241,0— 243,5 м породы серые со слабой импрегнацией окислов-гидроокис­ лов ж е л е за, степень разл о ж е н и я II. Н и ж е нижней границы КВ, в свежих породах, гипергенные изменения развиты по трещ инам и отдельными гнездами в виде темно-зеленого или зел ен ов ато ­ черного глинистого м атер и ал а. По рентгенографическим о п реде­ лениям (26 определений) КВ является существенно каолинитовой с примесью гидрослюды. В меньших количествах присутст­ вуют смешанно-слойные монгмориллонит-гидрослю да и монтморилоннит-хлорит. По профилю намечается ясно в ы р а ж ен н ая зо­ нальность и можно выделить три зоны глинистых минералов (снизу вверх): монтмориллонит-хлоритовую (М -Х ), каолинитомонтмориллонит-гидрослюдистую (К + М -ГС) и гидрослюдисто-каолинитовую (ГС + К) (рис. 16) .

1) Зона М-Х приурочена к свежим породам, где разл ож ени е от­ мечается в виде гнезд и по трещ инам. Выше этого уровня отм е­ чается кар бо н ати зац и я пород. Смешанно-слойный м онтморилло­ нит-хлорит (рис. 17) встречается в чистом виде или с небольшой примесью гидрослюды. По значению реф лекса 060 монтмориллоСКВ. ф 2 (ВОКА) <

–  –  –

нит-хлорит относится к триоктаэдрическому типу. Исходной по­ родой в этой части р а зр е за являю тся магнетитовый кварцит, амфиболо-гранатовый .

2) Зон а К + М-ГС оасполагается на глубине 242,5— 243,5 м, выше зоны карбонатизации. Зон а характер и зуется см еш ан н о­ слойной монтмориллонит-гидрослюдой, количество которой к о ­ леблется от 50— 65%, и каолинитом (35— 50% ) (рис. 18). И схо д ­ ные породы являю тся здесь пироксено-гранатовыми магнетитовыми кварцитами .

3) Зон а К + ГС приурочена к красно-бурым и пестро-цветным породам в интервале 226,60— 241,0 м. В этой зоне резко преРис 17. Дифрактограммы глинистой фракции выветренного амф иболо-гранатомагнетитового кварцита из скв. Ф2 (В ока), обр. 26, гл. 247,6 м (смеш анно­ слойный монт мориллонит-хлорит) .

Рис. 18. Д ифрактограммы глинистой фракции выветренного пироксено-гранатомагнетитового кварцита из скв, Ф2 (В ока), обр. 24, гл. 243,4 м (смеш анно­ слойная монтмориллонит-гидрослюда и каолинит) .

обладаю щ им новообразованным глинистым минералом является каолинит, который иногда присутствует в чистом виде .

Количество гидрослюды колеблется здесь от 5% до 20%, редко до 40% (рис. 19 и 20). По данны м порошковых рентгенограмм каолиниты плохо окристаллизованы. Кроме глинистых м и н ер а­ лов, всегда во фракции менее 0,001 мм присутствует гематит и геРис. 19. Дифрактограммы глинистой фпакции выветренного пироксено-гранатомагнетитового кварцита из скв. Ф? (В ока), обр. 12, гл. 233,50 м (каслинит и гидрослюда) .

ит. В верхней части КВ преобладаю щ им (по-видимому) являтся гетит, в нижней части — гематит .

Рис. 20. Дифрактограммы глинистой фракции выветренного пироксено-гранатомагнетитового кварцита из скв. Ф2 (В окя), обр. 14, гл. 235,5 м (гидрослюда и каолинит) .

7 Труды по геологии VI VIII Разрезы с чередованием различных типов пород

–  –  –

М е с т о н а х о ж д е н и е : Пярнуский р-н, в 17,5 км к С от г. Пяр ну, окрестности дер. Арэ .

Фундамент вскрыт в интервале 446,2— 505,7 м .

Типы п о р о д : гранито-гнейсы биотитовые, амфиболо-пироксе новые и биотито-амфиболовые, гнейсы амфибс ловые, биотитовые, пироксеновые, двупирс ксеновые, двупироксено-амфиболовые, гранит!

калишпатовые .

КВ:

Н и ж н я я г р а н и ц а на глуб. 454,4 м .

М о щ н о с т ь 8,2 м .

К р о в л я : алевролит светло-серый Cmiln .

Исходные п о р о д ы : гранито-гнейсы биотитовые, ам ф ибо ло-пироксеновые, биотито-амфиболо вые; гнейсы пироксено-амфиболовые биотито-пироксено-амфиболовые .

Исходные породы представлены большей частью гранито гнейсами биотито-амфиболового, амфиболо-пироксенового, био тито-амфиболо-пироксенового и биотитового состава. Исходная м и неральная ассоциация: 15— 85 Кшп-10— 60 Кв-0— 55 П л ± А м ф Би, Пир. Только отдельные части р азр е за представлены гнейсами биотито-пироксено-амфиболовыми (25— 70Пл-20—40Амф-5—2С (Г и п -f Д и ) ± Б и ) (Kirs, 1969) .

КВ относится к промежуточному типу. По всей вероятности самы е верхние части ( ^ 1 м) р а зр е за КВ переотложеиы. С л а г а ­ ются они светло-серыми гравелитистыми породами с большим количеством глинистого цемента. В интервале от 447,0 м до 454,4 м исходные гранито-гнейсы разл ож ены до II степени. Х а ­ рактерно отсутствие импрегнации окислами-гидроокислами ж е ­ леза, зоны карбонатизации та к ж е не наблю даются .

Д а л е е до конца р азр е за кристаллического ф ун дам ен та гипергенные изменения наблю даю тся по трещ инам, редко в виде гнезд .

По рентгенографическим определениям (13 образцов) вы де­ л яю тся 3 зоны глинистых минералов (снизу вверх): 1) монтмо­ риллонитовая (М ), 2) гидрослю дисто-ш амозитовая ( Г С + Щ ) и

3) гидрослю дисто-каолинитовая (Г С +.К ) (рис. 21) .

1) М онтмориллонитовая зона (458,1—486,4 м) приурочен к свежим породам, где р азлож ени е отмечается в виде гнезд и по трещ инам. М онтмориллонит присутствует в чистом виде или с небольшой примесью хлорита (10—2 0 % ). По значению рефлекСКВ. 171 (А РЭ ) <

–  –  –

505 Рис. 21. П рофиль коры выветривания скв. 171 (Арэ) .

7* ca (060) монтмориллонит относится к триоктаэдрическому тип;

по-видимому, к сапониту. М икроскопические наблю дения пок;

зывают, что монтмориллонит образуется при разлож ени и гипе[ стена, редко клинопироксена (шл. 7740), сл ага я псевдоморф( зы по ним. По оптическим свойствам аналогичен встреченном в других р а зр е за х КВ .

Н и ж е монтмориллонитовой зоны, в образц е с глубины 496,0 ь определена смешанно-слойная монтмориллонит-гидрослюда, смеси с хлоритом (1 0 % ) .

2) З он а ГС-Ш располагается на глубине 448,0— 458,1 м. Вь ветренный гранито-гнейс сохранил свою исходную текстуру структуру, но имеет светло-зеленую окраску, очень характерну!

для тех пород, которые со д ерж ат шамозит. Зон а характеризует ся изменчивыми содерж аниям и ш амозита (30— 40%, в одном оС разце 95% ) и гидрослюды (5— 6 0 % ). Кроме н азван ны х минерг лов в отдельных о б р азц ах присутствуют еще каолинит (10 7 0 % ), хлорит (10% ) и смеш анно-слойная монтмориллонит-гид рослюда (2 0 % ). В ш лифах видно, что ш амозит о б разует черве образные каолинитоподобные агрегаты (шл. 7724), с заметныг плеохроизмом. Более детально оптические свойства шамозит, характери зую тся в описании этого минерала,

3) С а м а я верхняя часть разр е за (446,20—447,0 м ), по-види мому, является переотложенной, имеет светло-серую, почти бе лую окраску, и резко отличается от н иж ел еж а щ и х пород. По;

микроскопом порода сл агается зернам и и осколками кварц а сцементированнными глинистой массой. Глинистые минераль представлены каолинитом (60— 9 5% ) и гидрослюдой (5—40% ) Оба они присутствуют в виде мелких чистых чешуек с характер ными оптическими свойствами, б л а го д а р я чему они легко опре деляемы оптически (шл. 7722, глуб. 446,50 м) .

–  –  –

Рис. 22. Профиль коры выветривания скв. Ф7 (Тю рсамяэ) .

1) К аолинито-монтмориллонит-гидрослю дистая зона зал е га ет на глубине 234,5— 238,7 м. Х арактеризуется она смешанно-слойной монтмориллонит-гидрослюдой, которая является здесь п р еоб ла­ даю щ им глинистым минералом (60—9 0 % ), и каолинитом в подчиненном количестве (10— 4 0 % ). П ереход м еж ду зонами постепенный и в ы р а ж ае тся в сохранении некоторого количества смешанно-слойной монтмориллонит-гидрослюды в нижней части каолинитовой зоны. 2) К аоли ни товая зона наб лю д ается на глу­ бине 228,5— 234,5 м. К аолинит является здесь почти единствен­ ным глинистым минералом. Только в нижней части зоны п о я в л я ­ ется смешанно-слойная монтмориллонит-гидрослюда. В этой части р азреза отмечается импрегнация гематита и гетита .

Таким образом, в профиле КВ скв. Ф 7 н аблю дается верти­ ка л ь н ая зональность распределения новообразованны х глини­ стых минералов. Эта зональность не совп адает с прослоями о т­ дельных разновидностей пород в разрезе, а в ы р а ж а е т зональность выветривания .

–  –  –

М е с т о н а х о ж д е н и е : Кохтла-Я рвеский р-н, окрестности оз .

Ульясте, в 1200 м на 3 1 0 3 от южного берега оз. Ульясте .

Ф у н д а м е н т в с к р ы т в и н т е р в а л е : 134,35— 352,03 м .

Т и п ы п о р о д : переслаиваю щ иеся кварциты, «черные гнейсы», мраморы и пироксеновые породы, мигматизированны е плагио-микроклиновым гранитом

КВ:

Н и ж н я я гр а н и ц а на глуб. 178,60 м .

М о щ н о с т ь 44,25 м .

К р о в л я : светло-серые глины и песчаники Cm iln .

И с х о д н ы е п о р о д ы : кварциты, «черные гнейсы» (граф и тсо­ д ер ж а щ и е биотито-плагиоклазовы е гнейсы), форстеритовые мраморы и пироксеновые породы .

КВ трещинно-сквозного типа. В нижней части ее и в невыветренных породах по трещ инам р азвита н ал ож ен н ая гидротерм альная сфалерит-галеиит-ппритовая минерализация .

Р ентгенографическим анализом профиль КВ изучен н едоста­ точно (6 определений), однако полученные результаты представ­ ляю т интерес в отношении как продуктов выветривания, так и гидротермальны х изменений .

С ам ы е верхи р азр е за сложены сливными кварцитами, кото­ рые в свежем состоянии, очевидно, содерж али скопления моно­ клинного пироксена (диопсида) или малом ощ ные (до 3 см) прослои пнрокссновой породы. Кварциты превращ ены вы ветри­ ванием в трещ иноваты е неравномерно пористые, местами кавернозны е и рыхлые породы, напоминаю щие песчаники. В верхних горизонтах кварциты пятнами пропитаны рж аво-буры м и гидроокислами ж е л е за, в нижних горизонтах, особенно в интер­ вале 152,0— 160,0 м, карбонатизированы. К ар б о н а ти зац и я п р ояв­ лена исключительно интенсивно и в ы р а ж ае тся в пересечении кварцита многочисленными п рож и лкам и доломита, переходя­ щими в брекчии. Д олом итовы е ж илки часто имеют внутренние пустоты, на стенках которых, наросшими на доломитовые ромбоэдры, встречаются редкие скаленоэдрические кристаллы кальцита. Последний, по-видимому, (и некоторая часть долом и­ та?) о б р азов ал ся в гидротермальном процессе. Д л я главной ж е массы доломита, учиты вая аналогию с другими р азр е зам и и наблю дения, и зл агаем ы е ниже, более вероятно гипергенное про­ исхождение .

Из описанного интервала, с самого н ач ал а его, рентгеногра­ фически проан али зирован один об разец (обр. 45— 57А, глуб .

135,00 м ). Зеленовато-черная аф ан и тов ая плотная масса, о б р а ­ з о в а в ш а я с я предположительно по прослою пироксеновой породы в кварците, состоит из монтмориллонита с примесью (5% ) каолинита. Микроскопических признаков гидротермального воз­ действия не отмечается. Это пока единственная н аходка монтмориллонита в самы х верхних горизонтах КВ .

Н и ж е описанных кварцитов КВ слага*ется переслаиваю щ им ися выветренными графит- и пирротинсодерж ащ ими биотито-плагиоклазовым и гнейсами и форстеритовыми м рам ор ам и. В ы вет­ ренный гнейс-существенно глинистая порода (II степени р а з л о ­ ж ения) зеленовато-серого цвета, со следам и гидротермального воздействия в виде редких тонких пиритовых и карбонатны х про­ ж илок. Обр. 45— 86 (глуб. 164-75 м) из него во фракции менее 0,001 мм содерж ит ш амозит (80% ) в смеси с монтмориллонитгидрослюдой (2 0 % ) .

Форстеритовые мраморы имеют исходную ассоциацию Ф о — Ка + Ди, Серп, Пирр, Г р а ф ± Ф л о г. При выветривании м агнезиальны е силикаты р азл агаю тся, кальц ит зам ещ ается д о л о ­ митом, обычно ж елто ваты м или розоватым, пирротин-пиритом, м аркази то м и окислам и-гидроокислам и ж елеза. Во всех с к в а ж и ­ нах Ульястеской группы выветренные, но не оруденелые ф орсте­ ритовые мраморы доломитизированы. Н а глубине 173,00 м доломитизированны й мрамор содерж ит ярко-зеленый листоватый хлоритоподобный минерал. Рентгенографический ан ал и з обр .

45— 117 показывает, что листочки эти неоднородны и состоят из 60% разбухаю щ его хлорита и 40% монтмориллонита .

Н а глубине 164,45 м (обр. 45— 85) доломитизированны й м р а ­ мор носит гидротермальную полиметаллическую минерализацию .

Выветренная пестро-цветная д олом итовая порода сохранилась л и ш ь пятнами. Она подвергнута дедолом итизации с о б р а з о в а ­ нием водянопрозрачного и ж елтоватого кальц ита. Н о в о о б р азо ­ ванный кальцит сл агает ж ило- или гнездообразны е агрегаты, более крупнозернистые, чем исходная д олом итовая порода. К кальцитовым агрегатам приурочены редкие вкрапления пири­ та, галенита и сф алерита; в доломитовой части породы они не отмечаются. С гидротермальной дедоломитизацией, по всей вероятности, связано и возникновение сепиолита. Сепиолит определен рентгенографически в обр. 45— 85. Он образует спу­ танно-волокнистые массы белого цвета, тонким слоем обвалаки вающие стенки пустот (диаметром 0,5—3,0 см). К а к правило, сепиолит встречается наросшим на кальцит, причем поверхность кристаллов кальц ита заметно растворена. По-видимому, сепиолит об р азо в ал ся при кр исталлизации богатых магнием раство­ ров, освободившихся при разл ож ени и доломита и м агнезиальных силикатов .

Сепиолит обнаруж ен в скв. 45п и в другом об разц е (обр. 45— 144А, глуб. 211,90 м ), ниже коры выветривания, в виде м атери ал а, заполняю щ его трещ ину среди свежих кварцитов. М атериал этот макроскопически состоит из двух тонких слоев толщиной 0,2 мм белого и зеленовато-черного цвета; по дифрактометрическому определению здесь с сепиолитом (60% ) ассоциирует монтморил­ лонит (4 0 % ). Генезис сепиолита в данном случае уверенно не устанавливается. Учитывая жильны й хар актер зал егани я среди совершенно свежих кварцитов, можно предполагать гидротер­ мальное происхождение сепиолита .

Н аконец, п роан али зирован м атер и ал выполнения трещ ин сре­ ди сливных кварцитов с глубины 222,80 м (обр. 45— 148в). З е л е ­ новато-серая тонковолокнистая масса, с о д е р ж а щ а я кристаллы пирита и кальц ита (признаки гидротермального генезиса!), о к а ­ зал а сь 100%-ным тальком .

Таким образом, в разр езе скв. 45п твердо устанавл и ваем ы е гидротермальны е изменения сводятся к образован ию сепиолита по карбонатны м породам и т ал ь к а по кварциту, сод ер ж ащ ем у включения темноцветных минералов .

МИНЕРАЛОГИЯ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ

–  –  –

С точки зрения геологической интерпретации рентгенографи­ ческих данны х нужно иметь в виду следующее .

Ф а з о в ы й а н а л и з. Идентификация глинистых минералов в мономинеральных образцах, как правило, не вы зы вает затр у д н е­ ний, естественно, в р ам к ах «разреш аю щ ей способности» прим е­ няемой методики. Приемы и критерии качественного определения освещены К. Утсалом в отдельной статье настоящего сборника .

Трудности возникаю т при ан али зе смесей глинистых минералов .

Очевидно, что вероятность вхождения погрешности увеличи­ вается с усложнением смеси. Но еще больше достоверность результатов ан ал и за зависит от комбинации совместно н ах о д я­ щихся минералов. Т ак из двухкомпонентных смесей нелегко диагносцировать смеси каолинита и хлорита, каолинита и ш а м о ­ зита, гидрослюды и монтмориллонит-гидрослюды, м онтморилло­ нита и монтмориллонит-хлорита, особенно в случаях, когда один компонент присутствует в небольшом количестве. М ожно все ж е считать, что существенные погрешности исключены. Гарантией этому служили: детальное опробование разрезов, многочислен­ ные контрольные анализы, нередко применявш ееся точечное опробование исходного об р азц а, микроскопическое изучение выветренных пород и, наконец, немалый опыт определения гли­ нистых смесей из различны х пород и регионов (лабораторией выполнено свыше 7000 рентгенографических определений) .

Количественный а н а л и з. Общ епринятой методики количественного определения глинистых минералов в смесях к н астоящ ем у времени еще не существует. П ри м ен ен н ая нами методика с использованием эталонны х смесей, ка к и некоторые другие, является несовершенной вследствие сложности п рирод­ ных смесей, колебания соверш енства структуры глинистых мине­ ралов и ряда других причин. Поэтому цифровые значения сод ер ­ ж аний глинистых минералов в смеси следует р ассм атри в ать к а к приблизительные, у казы в аю щ и е на порядок содерж ания. Они определенно вклю чаю т некую ошибку, величину которой до сих пор невозможно оценить .

Строго говоря, у ж е примененная методика опробования не позволяет определять истинный количественный состав глинистых продуктов. Так, общее со держ ан ие глинистой фракции в вы вет­ ренной породе не определялось; д л я изготовления суспензий б р а ­ лись маленькие и неравного объема куски породы, а в ряде сл у ­ чаев глинистый м атери ал и звл екал ся из гнезд и выполнений трещин .

Несмотря на сказанное, мож но считать, что цифры с о д е р ж а ­ ний в общих чертах все ж е о т р а ж а ю т действительные сод ер ж ан и я глинистых м инералов в смесях. С о бл ю д ая некоторую осто р о ж ­ ность, мож но их использовать д л я а н ал и за (в том числе стати ­ стического) закономерностей распределения глинистых м и н ера­ л о в в коре выветривания. Полученные результаты п одтверж даю т правомерность такого допущения .

Номенклатура и распространение глинистых минералов

Д о настоящ его исследования на основе оптических н аб л ю д е­ ний, первых рентгенографических определений и сопоставления с литературны ми данны ми по другим районам мы привыкли к мысли, что д р евняя кора выветривания кристаллического ф у н д а­ мента Эстонии является существенно гидрослюдисто-каолинитовой. Проведенные исследования показы ваю т, что состав глинистых продуктов значительно сложнее. Установлено наличие 10 глинистых минералов, среди которых широко распространены смешанно-слойные образования. Перечислим глинистые м и н ер а­ лы в порядке их встречаемости: каолинит, гидрослюда, хлорит, монтмориллонит-гидрослюда, монтмориллонит, монтмориллонитхлорит, шамозит, сепиолит (2 опр.), вермикулит (1 опр.), т ал ь к (1 опр.) (рис. 23). Из них монтмориллонит-гидрослю да, м онтмо­ риллонит, монтмориллонит-хлорит, шамозит, сепиолит, верм и ку­ лит и тальк определены впервые д ля коры выветривания кри ­ сталлического фундамента Эстонии .

Н уж но отметить, что д и а гр а м м а встречаемости глинистых минералов (рис. 23) является обобщением проведенных опреде­ лений и характер и зу ет действительное распространение л и ш ь приближенно. Это обусловлено тем, что при выборе р азрезов не учитывались пропорции распространения главны х типов исход­ ных пород, а т а к ж е упомянутые выше особенности методики

–  –  –

Рис. 23. Встречаемость глинистых минералов в анализированных пробах из коры выветривания кристаллического ф ундамента Эстонии .

опробования и определения. Учитывая, что в кристаллическом фундаменте Эстонии п реобладаю т супра- и и нф ракрустальн ы е породы гранитоидного состава и что различные минералы встре­ чаются в различны х м ассах (каолинит встречается часто и в больших массах; монтмориллонит и монтмориллонит-хлорит образую т обычно мономинеральные скопления, но попадаю тся редко и в малы х м а с с а х ), придем к выводу, что истинное распро­ странение глинистых минералов заметно отличается от вы текаю ­ щего из предлагаем ой диаграм м ы встречаемости в пользу каолинита, монтмориллонит-гидрослюды, а возможно, и гидро­ слюды и хлорита .

Открытие ряда ранее неустановленных глинистых минералов в коре выветривания ф ундамента Эстонии стало возможным б л а ­ годаря широкому внедрению дифрактометрического метода и детальности изучения р азр еза. Примененный ранее фотометод один не позволял уверенно определять смешанно-слойные о б р а ­ зования монтмориллонит-гидрослюду и монтмориллонит-хлорит .

М онтмориллонит-гидрослю да оп ределялась ранее, по-видимому, к а к гидрослюда, монтмориллонит-хлорит к а к хлорит и т. д .

Приведем некоторые примеры. В монографии В. А. В асильева (1969) на основе микроскопического, термического и рентгено

–  –  –

П р и м е ч а н и е : 1. 2 — общ ее количество определений данной степени:

2. %%*— %% от количества всех определений минерала; 3. % % **— %% ог количества образцов данной степени. Количество образцов различных степе­ ней выветренности: 0 — 70 шт., 1— 94 шт., 11 — 134 шт., 111— 51 шт., всего о б ­ разцов — 349 шт .

Рис. 24. Распределение содерж аний глинистых минералов во фракции 0,0 0 1 мм .

–  –  –

эентгенографических определений установлено присутствие только каолинита, гидрослюды и хлорита (Трубина, 1969). Н аш и исследования (36 определений, учтенных в статье, плюс свыше 10 контрольных и дополнительных определений) выдвигают про­ филь скв. Отепя в число наиболее интересных. В нем встречена почти вся гам м а глинистых минералов: каолинит, гидрослюда, хлорит, монтмориллонит-гидрослюда, монтмориллонит-хлорит и монтмориллонит; последний обнаруж ен дополнительным а н а л и ­ зом в образце, в котором монтмориллонит был зар ан ее оп реде­ лен оптически. Глинистые м инералы р азм ещ а ю тся в профиле строго закономерно, об разуя редко видимую зональность с четы рьм я-пяты о зонами глинистых продуктов (см. описание скв .

О тепя) .

К ак показы ваю т результаты настоящего исследования, см е­ шанно-слойные о б разо ван ия и монтмориллонит имеют особое значение при изучении зональности коры выветривания. Они об ­ л ад аю т лабильной структурой, устойчивой в узких п ределах внешних условий, яв л яя сь наиболее чувствительными и н д и ка­ торами среды обр азо ван ия (W eaver, 1956). Поэтому изучение в настоящее время выветренных образований мож но считать ц ел е­ сообразным только тогда, когда методы и детальность позволяю т уверенно хар актери зовать распространение этих минералов .

Установленные в коре выветривания кристаллического фун дам ента Эстонии глинистые минералы редко встречаются в чи стом виде. Обычно они образую т двух-трехкомпонеитные смеси реже обнаруж и ваю тся более слож ны е смеси .

–  –  –

Д л я характеристики распределения отдельных минералов со­ ставлены графики рис. 24, 25 и 26, и табл. IV. В их основе л е ж а т данные дифрактометрического полуколичественного определения 349 образцов, в которых в 756 случаях заф и ксировано присутст­ вие того или иного глинистого минерала. К оличества оп ределе­ но ий каж дого минерала указан ы на рис. 23. Рис. 24 д ает п ред­ ставление о х арактерн ы х содерж ан иях глинистых минералов в месях, рис. 25 — об естественных ассоциациях. Табл. IV и рис .

6 характеризую т распределение глинистых минералов в завиимости от стадии р азл ож ен и я (степени выветренности) породы .

Описание глинистых минералов

М о н т м о р и л л о н и т — минерал, относительно редко встреающийся в коре выветривания кристаллического фундамента Эстонии. В 349 об р азц ах он встречен в 70 случаях, при этом в 1алых объемах. Там не менее монтмориллонит о б ла д а ет резко ыраженной индивидуальностью распространения. Он встреч а­ й ся почти исключительно в коре выветривания пород основноо состава: гиперстено-биотитовых гнейсов (скв. 1, К а а г в е р е ), Ш фиболо-пироксеновых гнейсов (скв. 175, Тоотси; 173, Селите) или р азрезов с переслаиванием пород основного и кислого ю става при значительной доле основных пород (скв. 91, Вильшди; 172, Хяядемээсте; 171 Арэ; 174, Р и с т и к ю л а ). В одном :лучае монтмориллонит установлен в коре выветривания магетитовых кварцитов (скв. Ф З, В о к а), несколькими оп ред елен и я­ ми — в комплексе пород Ульясте (скв. 48п и 45п), где монтмо­ риллонит образуется по пироксеновым породам, которые про­ слоями ’ залегают среди сливных кварцитов .

Во всех упомянутых р азр е зах монтмориллонит обычно встре­ чается в чистом виде (в 40 случаях из 70) или как сильно преоб­ ладаю щ ий компонент в смеси с хлоритом, реж е с каолинитом и гидрослюдой (рис. 25). К а к правило,монтмориллонит н а б л ю д а е т­ ся в нижней части разреза, ниже уровня карбонатов, среди све­ ж их или слабо выветренных пород 0-вой, реже I степени р а з л о ж е ­ ния (табл. IV и рис. 26). Он присутствует здесь, главным образом, в небольших массах, чащ е всего в виде м а тер и ал а (налетов, ко­ рок), покрываю щего стенки трещин. Р еж е, например, в скв., Тоотси, монтмориллонит разви вается небольшими гнездами или слагает основную массу слабо выветренной породы (I степени р азл о ж е н и я ). Макроскопически мономинеральное или близкое к нему монтмориллонитовое вещество имеет зеленовато-чер­ ную или коричневато-черную окраску и матовую поверхность, а в большей массе — плотное афанитовое сложение. У казанны е приз­ наки настолько свойственны изученным нами об р азц ам, что м о ­ гут, по-видимому, рекомендоваться для макроскопического пред­ варительного определения монтмориллонита .

П омимо мономинеральной или анхимономинеральной формы монтмориллонит изредка встречается и в качестве второстепен­ ного компонента, с содерж ан иям и порядка 5— 10%. Этот монт­ мориллонит по своей ассоциации, хар а к тер у исходной породы, степени выветренности породы и, по-видимому, и генетически отличается от описанного выше. Он определен в одном о б разц из скв. Ф18 (П ээри) и в 7 об р азц ах из скв. 47п, Ульясте. В обо их случаях исходные породы представлены высокоглиноземисты ми гнейсами, в скв. Ульясте — графит- и пирротинсодерж ащ и ми «черными» гнейсами; породы существенно глинистые, I I — II степени разлож ени я; ассоциация глинистых минералов сл ож н а i состоит из 60— 100% каолинита, сл. — 30% хлорита, сл. — 10°/ монтмориллонита и сл. — 5%) гидрослюды или монтмориллонит гидрослюды. В р азрезе скв. Ульясте породы этой ассоциации но сят н алож енную низкотемпературную гидротермальную пирит сфалеритовую м инерализацию. В связи с этим мож но предпола гать, что наличие в этой необычной ассоциации малы х количестг монтмориллонита обусловлено более поздним гидротермальные воздействием. Н уж но отметить, что имеющийся м атер и ал не поз воляет установить, является ли монтмориллонит в этих проба?

остаточным, образовавш и м ся при выветривании, или гидротер м альным новообразованием .

Таблица V

–  –  –

Условия съемки: БСВ-4, F e-излучение, без фильтра, 4mA, 25 kV РКД-57,3; d = 0,4 мм .

Fe-анод ?5‘ 20е ~У f5 ‘ Рис. 27. Дифрактограммы монтмориллонита: скв. 173 (Селисте), обр. 9553, гл. 622,6 м .

8 Труды по геологии VI Рис. 28. Дифрактогрммы монтмориллонита: скв. 175 (Тоотси), обр. 8937, гл. 461,4 м .

Fe-анод | /О* 5' скв. 171 (А рэ), обр. 7750,

Рис. 29. Дифрактограммы монтмориллонита:

гл. 479,6 м .

8* 115 М онтмориллонит первого типа (анхи м он о м и нерал ьны й ), н а ­ оборот, по всем признакам о б р азо в ал ся при выветривании. Он изучен рентгенографически и микроскопически более детально .

Х арактерны е диф ракто грам м ы чистых монтмориллонитов приведены на рис. 27, 28 и 29, а данны е порошкограмм в табл. V .

По рентгенографическим данны м все встреченные монтморил­ лониты практически однотипны. В воздушно-сухом ориентиро­ ванном препарате они даю т интенсивный рефлекс (001) в п реде­ л ах 11,36— 15,01. При насыщении п реп арата этиленгликолем этот рефлекс сдвигается до 16,36— 17,09. Одновременно появ­ ляется пик (002) с d = 8,27— 8,57 небольшой интенсивности .

После прокаливания при 500° в течение двух часов d (001) сни­ ж ается до 9,69—9,98. Интересно отметить, что у м онтморил­ лонитов, встречаю щ ихся в виде тонких налетов на стенках т р е­ щин и поверхностях сланцеватости, интенсивность рефлеков с d = 9,7— 9,9, появляю щегося после п рокали ван ия о б р азц а, з а ­ метно меньше, по сравнению с монтмориллонитами, которые встречаются в основной массе выветрелной породы. Эта особен­ ность ука зы в ае т на некоторое несовершенство структуры «тре­ щинного» монтмориллонита .

По данны м порошковых рентгенограмм (25 шт.) величина межплоскостного расстояния рефлекса (060) колеблется в пре­ д елах 1,53— 1,54А. С ледовательно, изученные монтмориллониты относятся к триоктаэдрическому ряду и, возможно, близки к с а ­ пониту или стивенситу .

Существенно магнезиальный (ж елезисто-м агнезиальны й?) со­ став монтмориллонита хорошо согласуется с микроскопическими наблюдениями. В ш лиф ах видно, что монтмориллонит образует, главным образом, псевдоморфозы по темно-цветным силикатам, в первую очередь, по гиперстену. Это н аблю дается во всех изу­ ченных р азр е зах и подтверждено рентгенографически точечной пробой в обр. 175—308 (скв. Тоотси). Без преувеличения можно утверж дать, что 2/ 3 всех определений монтмориллонита прихо­ дится на псевдоморфозы по гиперстену или на тонкие прожилки, пересекающие относительно свежую породу, которая содерж ит псевдоморфозы по гиперстену. И очень редко монтмориллонит наблю дается разви ваю щ и м ся по микротрещ инам в полевом ш п а ­ те и по клинопироксену (шл. 7740, скв. 171, Арэ). П севдо м о рф о­ зы по гиперстену обычно слагаю тся тонковолокнистым агрегатом монтмориллонита, в котором отдельные волокна ориентированы по базису, но не по оси а и Ь. Волокна р асполагаю тся п араллельно удлинению исходного гиперстена, т. е. плоскости базиса монт­ мориллонита ориентированы п араллельно оси с гиперстена .

Вследствие дисперсионного эф ф екта такой агрегат каж ется ш триховато-окрашенным в розоватые и зеленоваты е тона. Р е ж е н аблю даю тся пластинчатые и чешуйчатые псевдоморфозы. П о ­ следние часто ассоциируют с агрегатам и хлорита. Отмечаются tee переходы от начального р азвития монтмориллонита по гиерстену до полных псевдоморфоз. М онтмориллонит в ш лифе »бладает зеленоватой окраской — неплеохроичной бледно-зелеюватой, синевато-зеленой или грязно-зеленой, с зам етным плео­ хроизмом. Величина двупреломления составляет около 0,030 .

Цля наиболее крупных волокон легко определить, что N p N эальзама. Часто монтмориллонитовые псевдоморфозы сопро­ вождаются выделениями окислов-гидроокислов ж е леза, редко— арбоната. Очень характерн ы м для монтмориллонита явл яется свойство вы краш и ваться при шлифовании. В типичном виде монт­ мориллонит н аблю дается в ш лифах 6531 (скв. 174, Р истикю ла), 8931, 8945, 8952 (скв. 175, Тоотси), 9553 (скв. 173, Селисте), 5545 (скв. 172, Хяядемээсте) и др .

Приведенные признаки при известном навыке позволяют ч а ­ сто весьма уверенно определить присутствие монтмориллонита, особенно если учитываются общие условия н ахож дения монт­ мориллонита. Д иагностика затруднена, когда монтмориллонит не образует ясноволокнистых форм и когда он встречается в смеси с другими глинистыми минералам и, например, с оптически сходной смешанно-слойной монтмориллонит-гидрослюдой .

Таким образом, м агнезиальный анхимономинеральный монт­ мориллонит образуется в начальную стадию гипергенеза в щ е­ лочной среде как продукт вы щ елачивания гиперстена. Р а с с м о т ­ рим возможный механизм этого превращения .

Исходный гиперстен пироксеновых гнейсов Ю го-западной Эстонии по оптическим данным содерж ит M g и Fe приблизитель­ но в соотношении 3 : 1. Микроскопические наблюдения свидетель­ ствуют, что зам ещ ение гиперстена сапонитом часто происходит в практически свежей породе, где остальные минералы, в том чи­ сле легко р азл агаю щ и й ся плагиоклаз, не изменены.

Иными сло­ вами, этот процесс является в основном изохимическим и вы раж а ется следующим упрощенным уравнением:

4 (Mgi.5F e0.5) [Si2 0 e] + 2 H 20 + О 2M g 3[Si4O i0][OH]2 + F e2O 3 .

Р азл о ж ен и е гиперстена, по-видимому, начинается с окисле­ ния Fe44 в Fe444- под влиянием со держ авш егося в инфильгрующем растворе кислорода, что ведет к неустойчивости структуры гиперстена. Ж е ле зо освобож дается частично или полностью в виде гидроокислов или окислов, обычно ассоциирующих с са п о ­ нитом. Цепочки кремнекислородных тетраэдров, частично поте­ рявш ие связи с катионам и д л я компенсации з а р я д а престраиваются в листы. Поскольку у пироксенов смежны е вдоль (010) кремнекислородные цепочки обращ ены активными кислородами в разны е стороны, можно ож идать, что возникает структура, со­ ответствую щ ая модели Э д ел ьм ан а и Ф авейе с гидроксильными группами, н аправлеными в м еж слоевы е промежутки монтморил­ лонита (М ак-Ю ан, 1965). Разумеется, не исключается воз можность иного пути о бразования слоистой структуры. Струк турный механизм перестройки структуры, очевидно, требует спе циального исследования М о н т м о р ii л л о и п т - х л о р и т. Смешанно-слойные обра зования монтмориллонит-хлорнтового типа встречаются реж е чем монтмориллонит (рис. 23). Они наблю даю тся в коре вывет ривания высокоглиноземистых гнейсов (скв. 311 А, М устайыэ) амфиболитов и гнейсов основного состава (скв. 379, П а лу к ю ла скв. 175, Тоотси), магнетитовых кварцитов (скв.

Ф1, йыхви:

скв. Ф2 и ФЗ, В о ка), ультраосновных пород (скв. 2, Отепя) и ъ р азр е зах с переслаиванием пород основного и среднего состава (скв. 172, Х я я д ем э эс те). К ак и монтмориллонит, м он тморилло­ нит-хлорит характерен для коры выветривания пород основного состава. М онтмориллонит-хлорит встречается в больших с о д ер ­ ж а н и я х (мономинерально в 9 случаях из 22) или в смеси с д р у ­ гими глинистыми ф азам и, особенно с гидрослюдой (рис. 24 и 25). Ассоциация с гидрослюдой очень х ар актерн а и имеет, как видим далее, парагенетическое значение. В профиле коры вы вет­ ривания монтмориллонит-хлорит р азм ещ ается в нижних гори­ зонтах, но выше зоны монтмориллонита, среди свежих или слабо выветренных пород (0-вой и I степени р азл ож ени я) (рис. 26 и табл. IV). М онтмориллонит-хлорит встречается почти без исклю ­ чения в зонах карбонатизации или несколько ниже, и присут­ ствует в небольших массах в ассоциации с к арбон атам и (преоб­ л а д а е т доломит, встречается анкерит и кальцит) и гидрослюдой .

Р асп олож ен и е уровня карбонатов зависит от химизма исходной породы: в умеренно-кислых породах он зал е га ет глубже, чем в основных. Этой закономерности подчиняется и монтмориллонитхлорит .

По рентгенографическим данным монтмориллонит-хлориты можно разбить на неупорядоченные и упорядоченные (корренситового типа) разности. Первы е встречаются чащ е и среди них иногда проявляется тенденция к упорядочению структуры, как, например, в монтмориллонит-хлоритах скв. 2, Отепя. У порядо­ ченный монтмориллонит-хлорит в чистом виде установлен в скв .

ФЗ, в слабо выветренном карбонатизированном магнетитовом кварците .

Неупорядоченные монтмориллонит-хлориты характери зую тся базальны ми отраж ениями с d = 14,25— 14,54 и d = 7,18— 7,25, которые после насыщения этиленгликолем увеличиваю тся до 15,78А и 7,73А (рис. 30). Интенсивность пика с d = 1 5,7 8 A при этом уменьш ается по сравнению с природным образцом. П р о к а ­ ленные при 500°С препараты даю т первый рефлекс при d ^ l 2, 5 .

Определенное из порошкограмм межплоскостное расстояние рефлекса (060) составляет 1,53— 1,54, что у к азы в ает на триоктаэдрический характер минерала. П риведенные рентгеновские д а н ­ ные позволяют интерпретировать смешанно-слойное образован ие как неупорядоченное, состоящее из неправильно чередующихся хлоритов и монтмориллонитовых слоев. В разностях с тенденцией Рис. 30. Дифрактогрммы неупорядоченного смеш анно-слойного монтморилло­ нит-хлорита: скв. Ф1 (Й ы хви), обр. 611/68, гл. 262,0 м .

к упорядочению после насыщения этиленгликолем вы является относительно слабое отраж ен ие в области d ^ 3 2, A (рис. 17) .

Упорядоченный монтмориллонит-хлорит о б н а р у ж и ва ет целую серию б азал ьн ы х отраж ений с межплоскостными расстояниями Рис. 31. Днфрактограммы упорядоченного смешанно-слойного монтмориллонитхлорита: скв. ФЗ (В ока), обр. 46, гл. 254.8 м .

30,3 (001), 14,7 (002), 9,62 (0 0 3 ),7,3 2 (004), 4,86 (006), 3,65 (0 0 8 ),3,2 6 (009) и 2,90 (0010). Относительно острый пик с d = 2,90 по-видимому наклад ы вается рефлексом д олом и ­ та и поэтому его положение не изменяется при обработке о б р а з ­ ца (рис. 31). О траж ен и е второго порядка имеет наибольшую интенсивность. После обработки препаратов этиленгликолем базал ьн ы е рефлексы изменяются в сторону увеличения межплоскостных расстояний: 32,6 А (001), 15,7 (002), 7,80 (004), 5,18 (006). П р ок ал и в ан и е образцов приводит к уменьшению базальн ы х отражений; н аблю даю тся отраж ен ия с d = 22.8(001) и d = 1 2,5 (002). По данны м порошкограмм минерал яв л яе тся триоктаэдрическим; d(060) = l,5 4 (табл. V I) .

Таблица VI Данные порошковых рентгенограмм см.-сл. монтмориллонит-хлорита с примесью неглинистых минералов

–  –  –

наш опыт при исследовании глинистых минералов из разны х р е ­ гионов в додевонских корах выветривания в п ределах Русской платформы и Сибирских плит, не все хлориты растворяю тся в кипящей соляной кислоте (10% ) одинаково .

По данны м порошковых рентгенограмм мож но установить, что хлориты из скв. Ф1 относятся к триоктаэдрическому ряду с d(060) = 1,54 (табл. V II) .

В некоторых о б р азц ах из скв. Ф1 во фракции 0,001 мм кро ­ ме хлорита присутствует гетит. Н а д и ф ра ктограм м е последний узнается по относительно сильному рефлексу с d = 4,18 рис .

33). После термической обработки об р азц а при 500°С гетит пере­ ходит в гематит, х арактеризую щ ийся реф лексам и 2,691 и 2,510 .

Оба описанны х образц а из скв. Ф1 нами определены как хл о ­ риты, богатые железом, но они по-разному ведут себя при тер ­ мической обработке. У об р азц а № 615 (рис. 33) интенсивность рефлекса около 14 после термической обработки увеличивает­ ся гораздо меньше, чем у об р азц а № 613 (рис. 32). По-видимому, это связано с различием в химическом составе этих хлоритов .

Но возможно, что некоторые и скаж ен и я в дифракционной к а р ­ тине вызы вает т а к ж е гематит, о круж аю щ и й более крупные ч а ­ стицы хлорита. Применение на д иф рактом етре УРС-50 И М м ед ­ ного излучения при исследовании таких образцов, вы зы вает на д иф ракто гр ам м е анормально сильный фон, на котором п р о яв ­ ляются слабы е рефлексы хлорита. Это обусловлено железом, присутствующим в минералах образца. Следует еще отметить, что окраска ориентированного п реп арата н азванны х образцов после термической обработки изменяется от ж елто-серы х к к р а с ­ ным, у к а зы в ая на переход Fe-4- H ^ F e 444 И зм енения окраски ориентированного п реп арата после и до термической о б р а ­ ботки можно наглядно иллю стрировать спектрофотометрически­ ми кривыми, полученными спектрофотометром СФ-10 или СФ-14 .

Некоторые хлориты из скв. Ульясте (45П ), П я рн у и П алукю ла нами обозначены как разбухаю щ ие хлориты. Они х а р а к т е р и ­ зуются, после обработки о б разц а этиленгликолем, первым б а ­ зальным рефлексом до 15,0, который после термической о б р а ­ ботки при 500°С в течение двух часов сок ращ ается до 13,8, а иногда до 13,4. Н еобработанны е образцы характери зую тся первым б азальн ы м рефлексом 14,1 — 14,3. К ак правило, такие хлориты никогда не встречаются во ф ракции менее 0,001 мм мономинеральными. В сущности их следует считать неупоря­ доченно смешанно-слойными минералам и, в составе которых встречаются хлоритовые и некоторые монтмориллонитовые слои .

Нами условно монтмориллонит-хлоритом приняты только те ми­ нералы, которые после термической обработки сок р ащ аю тся до 13,3 и меньше .

Г и д р о с л ю д а. По частоте встречаемости в коре выветри­ вания гидрослюда заним ает второе место после каолинита (рис .

23). Гидрослюда встречается практически во всех в достаточной мере изученных разрезах, независимо от химического и мине­ рального состава материнской породы. Гидрослю да не определе­ на лиш ь в профиле скв. 7, Т ю рсам яэ (исходные породы — био­ титовые и гранато-биотитовые гнейсы) .

Н есмотря на большую частоту встречаемости, гидрослюда не образует значительных скоплений. Особенно это касается сущ е­ ственно глинистого элювия. К ри в ая распределения содерж аний гидрослюды близка к кривой хлорита и х арактери зуется си л ь­ ным преобладанием м алы х содерж аний и последовательным у б ы ­ ванием встречаемости в сторону высоких содерж аний (рис. 24) .

М ономинерально гидрослюда не встречается. Следует отметить, что образцы с содерж анием гидрослюды выше 60% происходят из пород О-вой и I степени выветренности и отобраны с поверх­ ностей трещин или гнезд. Более или менее равномерно и посто­ янно, в количестве 10—60%, гидрослюда содерж ится в профилях скваж ин Вийвиконна 44п, Арду, Туду 318, П а л у к ю л а 379, Тапа .

Исходные породы в них представлены биотитовыми и высокогли­ ноземистыми гнейсами, а т а к ж е ам ф иболитам и и габбро-нопитами. В общем можно утверж дать, что гидрослю да более свой­ ственна р азре зам пород кислого состава. В коре выветривания основных пород гидрослю да встречается реже, спорадически и преимущественно в нижних горизонтах (скв. К аагв ер е 2, Тоот­ си 175, Селисте 173) .

Гидрослюда обычно ассоциирует с каолинитом, но часто и с хлоритом и монтмориллонит-гидрослюдой (рис. 25) .

Н екоторое представление о вертикальном распределении гид­ рослюды даю т рис. 26 и табл. IV. Отсю да видно, что гидрослю ­ да явл яется минералом преимущественно нижних и средних го­ ризонтов коры выветривания (I и II степеней р а зл о ж е н и я ), но встречается довольно часто и ниже и выше, в породах 0 и III степеней. Т акое нехарактерное поведение гидрослюды о б ъ я с н я ­ ется, по-видимому, полигенетичностью гидрослюды. По петрографо-геологическим наблю дениям выделяется по крайней мере 5 генетических разновидностей гидрослюды: 1. д егр ад ац и онн ая по биотиту, 2. н овообразованная по плагиоклазу, 3. ярко-зеленая синтетическая гидрослюда, 4. н алож ен н ая, н овообразован н ая по каолиниту и 5. н ал ож ен н ая гидротермальная .

Следует сразу ж е отметить, что рентгеновскими методами названны е разновидности слабо изучены. Обусловлено это тем, что гидрослюда обычно присутствует как второстепенный ко м ­ понент в смеси глинистых минералов, что затру д н яет ее точное определение .

Все изученные образцы гидрослюд п ри н ад л еж а т к диоктаэдрическому типу, с межплоскостным расстоянием реф лекса (060) около 1,50. В число проб попадаю т представители почти всех разновидностей гидрослюды: деград ац и онн ая по биотиту (обр .

461/68 и 463/68, скв. А рду), синтетическая (обр. 8934 и 8935, скв. Тоотси), н ал о ж ен н ая по каолиниту (обр. 103 и 104, скв .

9 Т р уды по геологи и VI Рис. 34. Дифрактограммы гидрослюды с примесью хлорита: скв. Ф8 (К аазиксаар е), обр. 497/68, гл. 341,0 м .

Рис. 35. Дифрактограммы глинистой фракции выветренного биотитового сланца из скв. Ф 15 (К уртна), обр. 572, гл. 284 м (гидрослю да, каолинит, хлорит) .

9* 131 В ийвиконна), н ал ож ен н ая гидротерм альная (обр. 129, скв. М у ­ стайыэ и обр. 152, скв. К а й д м а ) .

Под гидрослюдой в данной работе понимаются слюдистые минералы с н еразбухаю щ ей решеткой, попадающ ие во фракцию менее 0,001 мм. Д и ф р а к т о гр ам м ы гидрослюды (рис. 34 и 35) х а ­ рактеризую тся серией базал ьн ы х рефлексов с межплоскостными расстояниями в 9,95— 10,1 (001); 4,95— 5,0 (002): 3,32— 3,33 (003) и 2,49— 2,50 (004). Б аза л ьн ы е рефлексы нечетно­ го порядка имеют высокую интенсивность, рефлексы четного порядка, особенно четвертая — слабы. Некоторые данные порошкограмм гидрослюды приведены в табл. V III .

–  –  –

Условия съемки: БСВ-4; Ре-излучение, без фильтра; 4 т А ; 25 kV; Р К Д -57,3 мм;

d = 0,4 мм .

Гидрослюда, о б р азу ю щ а яся по биотиту, встречается, по-ви­ димому, во многих профилях, но ее распространение в д етал я х не выяснено. В качестве примера можно привести нижние гори­ зонты скв. Вийвиконна 44п и верхние горизонты скв. Арду. В литер атур е у казы в ается (Г райзер и др., 1969), что при г и д р а т а ­ ции биотита возникает триоктаэдрическая гидрослюда. Н ам и триоктаэдрическая гидрослюда до сих пор не встречена .

Гидрослюда — новообразование по плагио к л азу м икроскопи­ чески легко диагносцируется; она образует типичные тонкоче­ шуйчатые серицитовые агрегаты. Эта разновидность гидрослюды н аб лю д ается в р азр е зах участками, в относительно небольших количествах и преимущественно в нижних частях разрезов (скв .

Кингисепп СГ 2, Х яядемээсте 172). С ерицитизация происходит в свежей или слабо выветренной породе с одновременной хлоритизацией биотита или без нее .

Иногда эта гидрослюда о б разует анхимономинеральны е чер­ ные, буровато-черные или зеленовато-черные покрытия на стен­ ках трещин, отличаю щ иеся от монтмориллинитовых наличием стеклянного блеска (скв. Х яядемээсте 172, Р истикю ла 174, Селисте 173) .

Зе ле н а я гидрослюда встречается в профилях основных и ультраосновных пород, на определенной глубине от поверхности, в зоне карбонатизации. Она установлена в профилях скв. Отепя 2 и Тоотси 175, в ш лиф ах и макроскопически (без рентгеновских определений) еще и в скв. Выру 66 и К а х а л а 11. Гидрослю да всегда ассоциирует с карбонатом (доломитом) и монтморилло­ нит-хлоритом. Все эти минералы слагаю т ж илки небольшой м о щ ­ ности с колломорфным строением: агрегаты натечных форм с радиальнолучистой структурой (шл. 4092Б, скв. Отепя 2; 8929 и и 8934, скв. Тоотси 175). О писанная ф орм а нахож дения позво­ л яе т считать, что гидрослюда о б р азо в ал ас ь из коллоидных растворов, инф ильтровавш ихся с вы ш ел еж ащ и х горизонтов. Т ес­ ный парагенезис с карбонатом, по-видимому, объясним тем, что ионы С а способствуют синтез гидрослюды (Милло, 1968) .

Гидрослюда окраш ен а в зеленоваты е цвета — в яркие сине­ вато-зеленые, легко прослеж иваем ы е макроскопически (скв. Тоо­ тси, К ах ал а, В ы ру), или бледные зеленые (скв. О тепя). В ш л и ­ фе гидрослюда т а к ж е зел ен ов атая и в случае густой окраски о б л а д а ет заметным плеохроизмом. Агрегаты под микроскопом состоят из тонких листочков, имеющих высокое, слюдистое двупреломление .

Причина зеленой окраски гидрослюды не установлена. В оз­ можно, что она обусловлена наличием примеси Сг (или других х ром оф оров), которая освобож дается при разлож ени и темноцветных минералов .

В р азрезе скв. Отепя 2 типичная синтетическая гидрослю да дает переходы в бледно-зеленоватую гидрослюду, генетически несколько отличную (обр. 4088в, глуб. 628,20 м и обр. 4088г, глуб .

628,30 м). Она интересна тем, что разви вается по серпентину (шл .

4088в) в серпентинитовой, бедной алюминием породе, свидетель­ ствуя о значительной подвижности алю миния и калия, которые очевидно происходят из вы ш ел еж ащ и х выветренных гранитов (см. разрез скв. О тепя) .

Н аличие гидрослю ды -новообразования по каолиниту предпо­ лагается в ряде профилей. О бщ ие соображ ения о гидрослю дизации каолинита изложены ниже, в р азд ел е о наложенных изменениях. П од микроскопом гидрослю дизация каолинита н аб лю д ал ась в шл. 7722, скв. Арэ 171, глуб. 446,50 м. Гид­ рослю да здесь тонкочешуйчатая, бесцветная серицитоподобная, ассоциирует с каолинитом. К аолинит об разует тонкочешуйчатые массы и редкие относительно крупные червеобразные агрегаты. В последних, по б азал ьн ы м плоскостям каолинита, иногда р а зв и ­ ваются листочки гидрослюды, продолж аю щ и еся вне пределов червеобразных агрегатов .

Н а л о ж ен н а я ги дротерм альная гидрослюда ассоциирует с х л о ­ ритом. Подвергнутые рентгенографическому определению о б р а з ­ цы микроскопически не исследовались. Судя по аналогичным зонам изменения в р азр е зе скв. Р я я т с м а 313, гидрослюда является серицитоподобной и р азви вается по м и н ералам р азл и ч ­ ного состава .

М о н т м о р и л л о н и т - г и д р о с л ю д а. Ш ирокое распрост­ ранение неупорядоченной смешанно-слойной монтмориллонитгидрослюды в древней коре выветривания Эстонии установлено впервые. По частоте встречаемости монтмориллонит-гидрослю да зан и м ает четвертое место после каолинита, гидрослюды и х л о­ рита (рис. 23). По общему количеству ж е монтмориллонит-гидро­ слюда оп ереж ает гидрослюду и хлорит. Это обусловлено встречаемостью монтмориллонит-гидрослюды в породах II, в меньшей мере I степени р азл ож ен и я (рис. 26, табл. IV), т. е .

преимущественно в существенно глинистом элювии. В профиле монтмориллонит-гидрослю да разм ещ а ется выше зоны развития монтмориллонита, монтмориллонит-хлорита и хлорита и ниже зон гидрослю ды-каолинита и каолинита. М онтмориллонит-гидро­ слюда ассоциирует с каолинитом, значительно реж е с хлоритом и другими глинистыми м инералам и (рис. 25). В глинистых смесях монтмориллонит-гидрослю да присутствует преоб ладаю щ е в средних и м алы х сод ер ж ан иях (рис. 24). С одерж ан и я 80— 100% встречены в 10 случаях, в чистом виде практически не встречается. О бразцы 9524 из скв. Селисте 173, в которой коли­ чество монтмориллонит-гидрослюды определено ка к 100%, в виде следов со д ер ж ат шамозит .

Распространение монтмориллонит-гидрослюды в известной мере регулируется составом исходных пород. Она не встречена в коре выветривания гранитоидных пород с исходной ассоц и а­ цией биотит-плагиоклаз-калиш пат-кварц. И наоборот, монтмо­ риллонит-гидрослюда н аблю дается почти во всех профилях пород более основного и более глиноземистого составов: в коре выветривания высокоглиноземистых гнейсов, биотито-амфиболовых и биотито-пироксеновых гнейсов, амфиболитов, основных изверженных пород, магнетитовых кварцитов. К а к увидим далее, монтмориллонит-гидрослюда встречается преимущественно в ви­ це псевдоморфоз по темно-цветным силикатам. Поэтому нужно полагать, что возникновение ее определяется не столько в а л о ­ вым химическим составом породы, сколько минеральным. К а к сущ ественная составная часть глинистой фракции элю вия монт­ мориллонит-гидрослю да н аблю дается в ск ва ж и н а х П ээри Ф18, Селисте 173, Тапа, Отепя 2, К а а з и к с а а р е Ф 8, Т ю рсам яэ Ф 7 и в других .

Н а д и ф ра кто гр ам м ах ориентированных препаратов м онтмо­ риллонит-гидрослю да устанавл и вается по сильному б азал ьн ом у рефлексу с d = 10,60— 11,50 А и по слабы м б азал ьн ы м отраж ен иям с d = 4,80— 4,95 и d = 3,24— 3,25 А (рис. 36). После обработки п репаратов этиленгликолем отраж ен ие в области 10,60— 11,50 р асщ еп ляется на два пика с d = 9,70— 10,0 и d = 12,0— 13,0 .

Интенсивности возникших рефлексов зав и сят от того, является ли монтмориллонит-гидрослю да в об р азц е мономинеральной или присутствует вместе с гидрослюдой. В первом случае р ас щ еп л е­ ние зависит еще от количества монтмориллонитовых слоев в структуре монтмориллонит-гидрослюды. М еж плоскостные расстояния остальных б азал ь н ы х рефлексов после насыщения п р еп арата этиленгликолем увеличиваю тся соответственно до 5,2 0 А и 3,30— 33,З А. П рокаленны е при 5 0 0 °С в течение двух ч а ­ сов образцы об н аруж и ваю т б азал ь н ы е рефлексы с межплоскостными расстояниями 9,80— 10,10, 4,90— 5,00 и 3,30. И нтенсив­ ности рефлексов второго и третьего порядка значительно увел и ­ чиваются по сравнению с интенсивностями природного образца .

У казанны е сочетания рефлексов позволяю т определять д а н ­ ный минерал как смешанно-слойное обр азо ван ие с неупорядо­ ченной структурой, состоящее из гидрослюдистых и р а зб у х а ю ­ щих (монтмориллонитовых) слоев. По значению рефлекса d (060) = 1,50— 1,51 А (табл. IX) монтмориллонит-гидрослюда принадлеж ит к диоктаэдрическом у ряду. Р а з б у х а ю щ а я способ­ ность изученных монтмориллонит-гидрослю д колеблется, что указы вает на вариации количества монтмориллонитовых слоев в структуре. Определения по методу Б р а у н а и М ак Ю ана (1950) показывают, что разбухаю щ ий компонент составляет обычно 10— 30%, иногда больше .

Рентгеновскими методами чистая монтмориллонит-гидрослюда или ассоциирую щая с хлоритом и каолинитом диагносцируетТ а б л и ц а IX <

–  –  –

Условия съемки: БСВ-4, F e -излучение, без фильтра; 4 гпА; 25 kV; Р К Д мм; d = 0,4 мм .

ся легко (рис. 36, 11, 13, 18). Трудности возникают, когда монт­ мориллонит-гидрослю да встречается в смеси с гидрослюдой .

М акроскопически глинистые породы, сод ерж ащ и е монтморил­ лонит-гидрослюду, окраш ены в зеленоваты е цвета, в бледно-зе­ леные, зеленовато-серые и буровато-зелено-пестрые. П ри сут­ ствие монтмориллонит-гидрослюды установлено в землисты х светло-зеленых и ж елтовато-зелены х агрегатах, которые в ходе описания керна обычно принимались к а к гидрохлоритовые .

Вследствие смешанно-слойной природы монтмориллонит-гидро­ слю да под микроскопом диагносцируется с трудом и только при учете комплекса признаков: форм нахождения, способности к разбуханию и оптических свойств. Одной из наиболее характерных черт монтмориллонит-гидрослюды является и форма н а х о ж ­ дения в виде псевдоморфоз по темно-цветным силикатам. Это под­ тверж дено рентгеновскими определениями в точечных и гнездовых пробах (обр. 9523, скв. Селисте 173, глуб. 5720 м; обр. 4082 и 4088, скв. Отепя 2, глуб. 619,00 м и 626,60 м ). По внешнему виду псевдоморфозы напоминают сапонитовые, а в п редш ествовав­ ших микроскопических исследованиях описывались к а к боулингитовые. Они слагаю тся тонковолокнистым агрегатом с п а р а л ­ лельным расположением волокон, что нередко создает впечат­ ление монокристалла. О днако при больших увеличениях, осо­ бенно в скрещенных николях, вы является волокнистое строение псевдопорфоз. Д вупрелом ление монтмориллонит-гидрослюды ко ­ леблется, но оно относительно высокое, составляя около 0,020— 0,035; показатели преломления выше, чем у монтмориллонита, но несколько ниже гидрослюдистых. О к р аска в ш лифе светлозеленая, редко бесцветная, иногда ж е густо-зеленая. Зелены е разновидности о б л адаю т ясным плеохроизмом: по N g — си н ева­ то-зеленый или зеленый, по Np — светло-зеленый или ж е л т о в а ­ то-зеленый. У таких монтмориллонит-гидрослюд отмечается спо­ собность к окислению с изменением окраски в бурую в р езу л ь ­ тате нагревания в окислительном пламени паяльной трубки и изредка в ходе изготовления ш лифа (обр. 6523 и 9524, скв. С е­ листе 173; шл. 6523, скв. Ристикю ла 174). Это свидетельствует о вхождении в структуру монтмориллонит-гидрослюды, по-видимо­ му, в монтмориллонитовые слои некоторого количества д в у х в а ­ лентного ж елеза .

Н а фоне общей целостности псевдоморфозы неоднородны и об ладаю т своеобразным ячеистым строением, в ы р а ж аю щ и м с я в неравномерном развитии гидрослюдистого компонента по пери­ ферии псевдоморфоз, по секущим трещ инам и по у н асл ед ов ан ­ ным от силикатов трещ инам спайности. Гидрослюда узнается бл а го д а р я несколько большему п оказателю преломления по с р а в ­ нению с остальным смешанно-слойным агрегатом, более ко м п акт­ ному сложению и, по-видимому, за счет этого — более высоким цветам интерференции. В яд рах ячеек структура псевдоморфоз нередко наруш ается; здесь наблю даю тся крипточешуйчатые агр е­ гаты неопределяемых глинистых минералов, а порою хлорита и каолинита .

Р а зб у х а ю щ а я способность монтмориллонит-гидрослюды в шлифе проявляется так же, как у монтмориллонита, только ме­ нее отчетливо .

Н аиболее часто наблю даю тся псевдоморфозы мотнмориллонит-гидрослюды по гиперстену (скв. Отепя 2, Тоотси 175 и д р.) .

Д л я них свойственны кривые пересекаю щиеся трещины, возни­ каю щ ие при лю бых вторичных изменениях гиперстена; вдоль этих трещ ин и ограничений кри сталл а нередко р азви ваю тся к р а ­ сные окислы ж елеза. З а кон ом ерн ая смена в п рофилях снизу вверх монтмориллонитовых (сапонитовых) псевдоморфоз монтмориллонит-гидрослюдистыми, развитие гидрослюдистого ком ­ понента по периферии и трещ инам псевдоморфоз, а т а к ж е наблк д аю щ иеся иногда остатки монтмориллонита в псевдоморфозах свидетельствуют о том, что д ан н а я монтмориллонит-гидрослю да образуется в результате аградационной тран сф орм ац ии монтмо­ риллонита, возникшего в свою очередь за счет гиперстена. И н ы ­ ми словами ряд превращений имеет следующий вид: ги перстен — монтмориллонит (сапонит) — монтмориллонит-гидрослю да .

Псевдоморф озы монтмориллонит-гидрослюды по клинопироксену отмечены в шл. 5525 (скв. Х яядемээсте 172, глуб. 639,80 м ) .

Они отличаются бесцветностью и наличием примеси кар бо н ата .

Псевдоморф озы по роговой об м ан ке наблю даю тся в шл .

8926 (скв. Тоотси 175, глуб. 445,30 м). Они встречаются здесь вместе с псевдоморфозами по гиперстену, четко отличаясь от последних отсутствием примеси окислов ж елеза, очень слабой окраской и более однородным строением. Н уж н о отметить, что в ходе р азл ож ени я роговой обманки сапонит не образуется. По крайней мере в изученном м атери ал е сапонитовые псевдомор­ фозы по роговой обм анке не наблю дались. В р а зр е зе породы со свежей роговой обманкой переходят в породы, в которых а м ­ фибол зам ещ ен монтмориллонит-гидрослюдой. Эта зак о н о м ер ­ ность о траж ается и в более общем плане: в коре выветривания ам ф иб ол сод ер ж ащ и х пород, лишенных пироксена (скв. В аки 66 П, Арду, П а л у к ю л а 379, К ей л а), монтмориллонит-гидрослю да разви та широко, а монтмориллонит не установлен. С л ед овател ь ­ но, имеющиеся данны е свидетельствуют об о бразовании монтмо­ риллонит-гидрослюды по роговой обм анке прямо, без п ро м еж у­ точных стадий: роговая об м ан ка - монтмориллонит-гидрослюда .

Таким образом, основной формой н ахож дения м он тморилло­ нит-гидрослюды являю тся псевдоморфозы по гиперстену, роговой обманке и клинопироксену. Что касается высокоглиноземистых гнейсов, то последние микроскопически почти неизучены. К освен­ но можно предполагать, что монтмориллонит-гидрослю да в них образуется за счет кордиерита, возможно, через стадию хлорита или монтмориллонита. К роме того, согласно микроскопическим наблюдениям, не исключена возможность об разо в ан ия монтмо­ риллонит-гидрослюды в небольших м а сш та б а х по м и кротрещ и ­ нам в полевых ш п атах (например, скв. Отепя 2, шл. 4079, глуб .

611,90 м) и как д еград ац и он н ая по гидробиотиту (некоторые о б разц ы из скв. Х яядемээсте 172) .

О бр азо ван и е монтмориллонит-гидрослю ды в литерату ре ин­ терпретируется различно. В работе по коре вы ветривания кр и ­ сталлических пород Русской п латформы основным путем ф о р ­ мирования ее считается д егр ад ац и я гидрослюд (Е р о щ ев -Ш ак и др., 1969), хотя описывается так ж е ее об разован ие по м и кр ок ли ­ ну, пироксенам и монтмориллониту (Г рай зер и др., 1969). В н а ­ шем случае уверенно устанавл и ваю тся агр адац и он н ая тран сф о р ­ мация сапонитового монтмориллонита (гидрослю дизация монт­ мориллонита) и новообразование по роговой обманке .

К а о л и н и т является преобладаю щ им глинистым минералом коры выветривания к а к по частоте встречаемости (рис. 23), так и по общему количеству в глинистом элювии: он часто встреча­ ется в больших сод ерж ан иях (рис. 24). М ономинерально к а о л и ­ нит встречен в 27 образцах. И з 30 рентгенографически изучен­ ных разрезов каолинит присутствует во всех, кроме скв. Селисте .

В последней вместо каолинита содерж ится более поздний, н а ­ ложенный шамозит. Не исключена возможность, что здесь в сме­ си с шамозитом в небольшом количестве находится и каолинит, т ак как рентгенографическая идентификация смеси этих двух ф аз затруднена. Во многих профилях, в верхних горизонтах, к а о ­ линит об разует самостоятельны е каолинитовые зоны, х а р а к т е р и ­ зую щ иеся равномерно высоким содерж анием каолинита (скв .

Вока 315, Вока Ф2, Тапа, Т ю рсам яэ Ф7 и др.). Приуроченность каолинита к верхам разрезо в вы является и статистически из всей совокупности определений каолинита (рис. 26, табл. IV). К а о л и ­ нит типичный минерал пород III степени разлож ени я, хотя в под­ чиненных количествах он встречается и среди менее вы ветрен­ ных пород .

Ассоциирует каолинит главным образом с гидрослюдой, монт­ мориллонит-гидрослюдой и хлоритом (рис. 25). Из неглинистых минералов совместно с каолинитом часто н аблю даю тся окислыгидроокислы ж е л е за — гетит и гематит (рис. 37) .

Рентгенографическим методом каолинит диагносцируется по базал ьн ы м отраж ен иям первого, второго и третьего порядков, с межплоскостными расстояниями соответственно 7,14 А, 3,57 и 2,3 8 (рис. 15). После двухчасового прокали ван ия при 500° С эти рефлексы исчезают — структура каолинита разруш ается. П ри обработке каолинита 1 0% -соляной кислотой в течение двух часов при 80° рефлексы сохраняю тся (рис. 35). Эти виды обработки служ или основными критериями отличия каолинита от хлорита, который при нагревании не разру ш ается, а в НС1 растворяется .

•Согласно микроскопическим наблю дениям каолинит полигенетичен в отношении исходной фазы, а соответственно и механизм а образования. И з первичных силикатов каолинит образуется прямо по полевым ш патам, как по плагиоклазу, так и по калиш патам. К аолинитизация происходит на различны х гори­ зонтах профиля, причем в нижней части разр е за она ограничена трещ инами и отдельными гнездами. Кроме того, на средних и верхних горизонтах коры выветривания каолинит возникает за счет стадиальны х глинистых минералов: гидрослюды, монтмо­ риллонит-гидрослюды, частично, возможно, и за счет хлорита и монтмориллонита. Все указан ны е пути возникновения каолинита характеризую тся значительной перестройкой структуры и к л а с ­ сифицируются, по Ж. М илло (Милло, 1968), как н о воо б разо в а­ ния .

–  –  –

М ожно предполагать, что каолиниты с различной историей становления имеют свои отличительные черты в тонкой стру к­ туре. В литературе имеются ука зан и я на то, что каолиниты, возникающие из переходных минералов (например, из монтмо­ ри ллон и та), об ладаю т менее совершенной структурой по с р а в ­ нению с каолинитами, об разовавш и м и ся за счет полевых ш патов (Е ро щ ев -Ш ак и др., 1969). К аолиниты древней коры вы в етри в а­ ния Эстонии в этом аспекте детально не исследовались, но и на основе имеющихся данны х намечаю тся разны е по степени совер­ шенства структурные разновидности .

В основном каолиниты коры выветривания относятся к хорошо окристаллизованны м разностям, характер и зуясь полной

–  –  –

Условия съемки: БСВ-4; F e -излучение, без фильтра;

4 т А ; 25 kV; Р К Д -57,3 мм; d ==0,4 мм .

серией рефлексов. Они свойственны профилям скваж и н Тюрсамяэ Ф7, К аагвере 1, Отепя 2, Вийвиконна 44п, Вока 315. Пример наиболее хорошо окристаллизованного каолинита приводится в табл. X .

П лохо окристаллизованны е каолиниты встречены в коре вы ­ ветривания скваж ин В ока Ф2 и Вока ФЗ. Они характеризую тся диффузной полосой в области межплоскостных расстояний 4,5— 3,5 и отсутствием рефлексов м еж д у о тр аж ен иям и (002) (d = 3,57) и (201) (d = 2,56 ). По этим призн акам каолиниты относятся к неупорядоченным по оси в (R obertson et al, 1954) (табл. X I). Менее резко неупорядоченность структуры вы раж ен а у некоторых каолинитов из профиля скв. Тоотси. У них иногда присутствует слабый рефлекс с межплоскостным расстоянием d = 4,1 8 (табл. X II) .

И з выш еуказанного м а тер и ал а как будто н амечается некото­ р ая связь степени окристаллизованности с х арактером исходной д л я каолинита фазы. П лохо окристаллизованны е каолиниты свой­ ственны коре выветривания магнетитовых кварцитов. Последние с о д ер ж ат полевые ш паты прослоями и в небольшом количестве .

С ледовательно, образо ван ие каолинита шло в основном через стадийные глинистые минералы, через монтмориллонит-гидро­ слюду, гидрослюду и, возможно, хлорит. Наоборот, исходные по­ роды хорошо окристаллизованны х каолинитов представлены относительно богатыми полевошпатовой составляю щ ей п орода­ ми: биотитовыми, высокоглиноземистыми и биотито-пироксеновыми гнейсами и габбро-норитами. Исходной фазой каолинита служили как прямо полевые шпаты, т а к и различны е переходные минералы слоистой структуры .

У некоторых каолинитов из коры выветривания основных по­ род (скв. Тоотси 175, Отепя 2 и Т ап а) на д и ф р а кто гр ам м ах н аблю дается расхож дение интенсивности рефлексов (002) и (003) против обычного, а т а к ж е колебания соотношения интен­ сивностей (001) (002) (рис. 15). Некоторые диф ракто грам м ы каолинита совсем лиш ены рефлекса (003). В то ж е время рент­ генограммы, полученные порошковым фотометодом, мало отли­ чаются от типично каолинитовых .

Особую проблему еще составляет условно выделяемый т. н .

«зеленый каолинит». «Зеленым каолинитом» н азв ан а разн о в ид ­ ность каолинита, д а ю щ а я рентгенограмму обычного или несколь­ ко неупорядоченного по оси в каолинита и о б л а д а ю щ а я зелено­ ватой макроскопической окраской. Она н аблю дается в верхних горизонтах коры выветривания скваж ин Тоотси 175, Пярну, Р истикюла 174, т. е. в р азр е за х Ю го-западной Эстонии, подверг­ нутых наложенным изменениям в восстановительных условиях, вклю чаю щих шамозитизацию, образован ие 14 -oro хлорита и карбон ата. Н аиболее х ар а к тер н ая черта «зеленого каолинита»

состоит в способности его окисляться при прокаливании с пробуТаблица XII

–  –  –

рением образца. Это происходит при термической обработке дифрактометрических препаратов, при прокаливании о б р азц а под паяльной' трубкой, но и при кипячении о б р азц а в канифоле перед изготовлением шлифа. Неокисленный «зеленый каолинит»

под микроскопом о б л а д а ет оптическими свойствами обычного каолинита: он бесцветен, прозрачен, с каолинитовыми п о к а за т е ­ лями преломления. В окисленном виде он приобретает заметный 10 Труды по геологии VI 145 плеохроизм в ж елты х и бурых тонах (желтый или бесцветный по' Np', бурый по N g '), хорошо п рослеж иваем ый в более крупных червеобразных агрегатах (скв. Тоотси 175, обр. 8922, глуб .

438,8 м) .

В интерпретации природы «зеленого каолинита» возможно несколько вариантов. Н а первый взгл яд н апраш ивается вывод, что имеется однородная каолинитовая ф аза, в решетке которой часть октаэдрических позиций заселен а Fe'*4', окисляющ имся при прокаливании. З ам ещ ени е алю миния ж елезом мож ет быть н езн а­ чительным, не отр аж аю щ и м ся на рентгенограмме. В свете имеющихся данных более вероятно, однако, что «зеленый ка о л и ­ нит» представляет собой каолинит с небольшой примесью ш амозита. Возможно, что червеобразные агрегаты каолинита ш амозитизированы частично, малом ощ ными слоями по б а з а л ь ­ ным плоскостям, не вы являем ы м и под микроскопом. В пользу такой интерпретации говорят редкие ш амозитовы е отраж ения, н аблю даю щ иеся иногда на рентгенограмм ах зеленых каолинитов скв. Тоотси (табл. X II ), а т а к ж е неоднородность распределения окраски в окисленном каолините .

Ш а м о з и т. Ш ам ози т рентгенографически определен в коре выветривания двух скважин: скв. 173, Селисте и скв. 171, Арэ .

Присутствие его зарегистрировано всего в 12 образцах. По мик­ роскопическим данным наличие ш ам озита предполагается еще в профилях скв. 174, Р истикю ла и 175, Тоотси. В мономинеральном виде не встречен; в обр. 7723 из скв. Арэ со держ ан ие его доходит до 95% ; преимущественно ж е он н аблю дается в кол и ­ чествах 30—40% (рис. 24). Ш ам ози т ассоциирует главным о б р а ­ зом с монтмориллонит-гидрослюдой (скв. Селисте) и с гидрослю ­ дой (скв. А рэ). Р е ж е в смеси с ш амозитом отмечаются каолинит, хлорит и монтмориллонит (рис. 25) .

Ш ам ози т р азм ещ ается в верхних частях профилей, слагаемы х породами II и в меньшей мере I степени разлож ения. Он о б р а ­ зует неправильной формы тонкодисперсные массы в верхних горизонтах и гнезда и прожилки в более глубоких горизонтах .

Ш ам озит встречается, в основном, в коре выветривания метаморфитов основного состава, или ж е пироксен- и ам ф и б о л с о д е р ж а ­ щих гранито-гнейсов (скв. А рэ). Регионально распространение ограничено Ю го-Западной Эстонией, где на кристаллический фундамент прямо налегаю т отложения нижнего кембрия .

Все имеющиеся данны е свидетельствуют о том, что ш амозит является наложенным на первичную кору выветривания м и н ера­ лом, образовавш и м ся по глинистым продуктам верхних горизон­ тов коры выветривания в период захоронения ее под ниж некем б ­ рийскими осадками. Возникновение ш амозита явл яется только частью наложенных изменений, происходивших в восстанови­ тельной и щелочной среде и приводивших кроме ш амозитизации к образованию карбонатов (доломита и сидерита), «зеленого каолинита» и 14 А-го хлорита (раздел «Н алож ен ны е изменения глинистых м инералов») .

М акроскопически агрегаты ш амозита имеют весьма х а р а к ­ терную светло-зеленую или серовато-зеленую окраску; обычно они о б ладаю т матовой поверхностью, но при наличии мелких поверхностей скольж ения и стеклянным блеском. Ш амозит, как правило, образует весьма тонкодисперсные агрегаты, вследствие Рис. 38. Дифрактограммы ш амозита: (скв. 171 А р э), обр. 7723, гл. 449,4 м чего под микроскопом он диагносцируется с трудом. Oi узнается по относительно высокому показателю прелом ления, составляю щ ему п орядка 1,6, по зеленоватой краске i по свойству легко окисляться. При окислении ш амозит буреет, « окислением Fe44- в F +++. При этом первоначальный относительж слабый плеохроизм в зеленоваты х тонах — от бледно зеленого до почти бесцветного — меняется на более резки!

плеохроизм в бурых тонах, от бурого по N g до бледно-желтого пс Np. Окисление происходит при прокаливании о б р азц а под паяль ной трубкой и при кипячении о б разц а в канифоле перед изготов­ лением ш лифа. По этой причине большинство шлифов иг существенно выветренных пород содерж ит только бурый, окис­ ленный шамозит .

Оптические свойства ш амозита лучше прослеж иваю тся в шлиф ах из скв. Арэ (например, в шл. 7724, глуб. 453,10 м), где шамозит образует листоватые агрегаты относительно крупных размеров, достигающих иногда десятых долей мм. Здесь видно, что ш амозит о б ладает несколько более высоким двупреломлением по сравнению с каолинитом, составляющ им около 0,010— 0,015. Ж и л ьн ы е тонкодисперсные формы типичны для пород скв .

Селисте, 173 .

Ш ам о зи т образуется за счет преобразования гипергенных глинистых минералов, в первую очередь, за счет каолинита. Т. н .

«зеленый каолинит», возможно, следует рассм атривать как проме­ жуточное звено в превращении каолинита в ш амозит (см .

описание каоли н ита). Кроме того, в профиле скв. Селисте н а б л ю ­ дается развитие ш амозита по смешанно-слойной монтм орилло­ нит-гидрослюде (шл. 9523, глуб. 572,0 м) .

Рентгеновские данные ш амозита приведены в табл. X III и на рис. 38 .

Д л я ш амозита характерн ы рефлексы с межплоскостными р а с ­ стояниями 7,06 (001) и 3,54 (002). По порош кограммам, полученным фотометодом, значение d(060) составляет 1,56, что является одним из основных критериев отличия ш ам ози та от каолинита. После пропитывания образцов органическими ж и д ­ костями положения рефлексов не изменяются. П ро к ал иван и е при 500° С в течение двух часов вызы вает исчезновение всех реф л ек­ сов; первоначально зеленовато-серый об разец при этом п рев ра­ щается в бурый или красный (происходит окисление ж е л е за ) .

С е п и о л и т. В ходе рентгенографического исследования гли­ нистых минералов коры выветривания кристаллического ф у н д а­ мента Эстонии в профиле скв. Ульясте 45п (Северо-восточная Эстония) был обнаруж ен сепиолит. Это первая находка сепио­ лита в горных породах Эстонии. Сепиолит определен в двух образцах; в обоих случаях предполагается его гидротермальное происхождение .

XIII Таблица Данные порошковых рентгенограмм шамозита

–  –  –

М ономинеральный сепиолит встречен в выветренном и ги дро­ терм ально измененном форстеритовом мрам оре на глубине 164,45 м (обр. 45— 85) .

Сепиолит образует белые спутанно-волокнистые массы, кото ры е тонким слоем о б вал аки в аю т стенки пустот диаметром 0,5— 3,0 см. К ак правило, сепиолит встречается наросш им на каль цит, причем поверхность кристаллов кальц ита заметно раство рена .

Во втором образц е (обр. 45— 144А, глуб. 211,90 м) сепиоли' н аблю дается в качестве м а тери ал а выполнения трещин средр свежих кварцитов.

М атер иал этот макроскопически состоит и:

двух тонких слоев мощностью около 0,2 мм белого и зеленовато

–  –  –

+ Рентгенометрическая картотека, карточка 3-0887 и Грунера (Grner* .

1934) .

Условия съемки: БСВ-4; F e-излучение, без фильтра; 4 шА; 25 kV; Р К Д -57,3 мм;

d = 0,4 мм .

черного землистого вещества. Согласно дифрактометрическому определению здесь сепиолит присутствует в смеси с м а гн е зи а л ь ­ ным монтмориллонитом .

Д и ф р а к т о г р а м м а сепиолита приведена на рис. 39 .

Т а л ь к. Т ал ьк обнаруж ен в одном образц е из скв. Ульясте 45п (обр. 45— 148в, глуб. 222,80 м ). Т ал ь к сл агает выполнение трещины мощностью 8 мм среди невыветренных сливных графит-, пирротин- и пироксеносодерж ащ их кварцитов. Агрегат т ал ь к а имеет плотное неясновы раженное колломорфное строение; окраH7 Рис. 40. Дифрактограммы талька: скв. 45п (У льясте), обр. 45— 148В, гл. 222,80 м .

шен в бледно-зеленый цвет и о б л а д а ет шелковистым блеском. В массе тал ь к а н аблю даю тся мелкие (диаметром до 6— 7 мм) гнез­ да кальц ита и пирита. По тончайшим трещ инам и в мелких пустотах наблю даю тся почковидные выделения гетита .

Ассоциация тал ь к а с кальцитом и пиритом, а т а к ж е л о к а л и ­ зация его в зоне гидротермальны х изменений позволяют отнести тал ьк к гидротермальны м образован иям, наложенным на вы вет­ ривание .

Д ан н ы е дебаеграм м ы т ал ь ка полностью сходятся с л и т е р а ­ турными (табл. XIV и рис. 40) .

Вермикулит заф и ксирован в одном образц е из скв .

Селисте 173 (обр. 9532, глуб. 591,10 м) в смеси с хлоритом, но нужно отметить, что полной уверенности нет д а ж е в этом единст­ венном определении .

К ак понимать ф ак т практически полного отсутствия верм и ку ­ лита в коре выветривания кристаллического ф ундамента Эсто­ нии? Ведь работам и Ю. С. Д ьяко н о ва и других установлено, что при гидрадации биотита обычно возникает смешанно-слойное образование вермикулит-биотит .

Вопрос о присутствии или отсутствии вермикулита очевидно требует более глубинных исследований. По-видимому, у становле­ ние вермикулита во многом зависит от того, какой м атери ал подвергается исследованию — крупнокристаллические образцы или тонкодисперсные массы, а т а к ж е от понимания содерж ан ия термина «вермикулит». Мы п ридерж ивались определения, по которой вермикулит — 14 -вый минерал, у которого это о т р а ­ жение при нагревании сок ращ ается до 9,3 А и не изменяется в ходе обработки органическими жидкостями. В тонкой фракции выветренных пород, д а ж е обогащенных гидробиотитом, т а к а я ф аза не была обнаруж ен а. Состав богатых гидробиотитом о б р а з ­ цов интерпретировался как смесь гидрослюды и хлорита (н ап р и ­ мер, в скв. Вийвиконна 44п). В общем такие ж е результаты полу­ чены коллективом авторов, изучавшим кору выветривания кристаллических пород Русской платформы ; вермикулит встре­ чен исключительно редко (Г райзер и др., 1969) .

Наложенные изменения глинистых минералов

В принципе возможны е налож енны е процессы можно п о д р а з­ делить на четыре категории в зависимости от х ар а к тер а процесса и времени проявления: 1. налож ение эпох выветривания р азл и ч ­ ного возраста, 2. изменения при захоронении коры выветривания под действием среды трансгрессирую щего бассейна, 3. изменения в погребенном элювии и 4. налож енные гидротермальны е и зм е­ нения .

1. Н а л о ж е н и е эпох в ы в е т р и в а н и я р а з л и ч н о г о в о з р а с т а. К ак известно, кристаллический ф ундамент Эстонии я в л ял ся областью денудации а течение длительного промеж утка времени, общей протяженностью возможно до 1 м и л л иарда лет (от заверш ения свекофенской складчатости, примерно, 1750— 1850 млн. лет тому н азад до перекрытия осадкам и венда в о зр ас­ том приблизительно 650 млн. л ет). З а это время тектонические и климатические условия выветривания могли неоднократно и зм е­ няться. Имею щ иеся данные, однако, не позволяю т выделить различные эпохи п формировании коры выветривания. Наоборот, из единства хар а ктер а зональности создается впечатление, что по крайней мере изученные выветренные об р азо в ан ия ф ор м и ро в а­ лись в течение одной эпохи, возможно довендской .

2. Изменения при з а х о р о н е н и и коры вывет­ ривания под воздействием среды трансгрес­ с и р у ю щ е г о б а с с е й н а обнару ж и ваю тся в коре вы ветри ва­ ния кристаллического фундамента Эстонии. Они у с т а н а в л и в а­ ются в самых верхах разрезов. Выдвигаются два типа измене­ ний глинистых минералов, имеющих региональный х ар а ктер в зависимости от природы кровли: гидрослю дизация и шамозитизация .

Г и д р о с л ю д и з а ц и я н аблю дается в ряде разрезов С еве­ ро-Восточной и Ю жной Эстонии, где кора выветривания пере­ кры вается ал евроли там и и песчаниками гдовской свиты (скв .

44п, Вийвиконна; ФЗ, Вока; Ф 1, Йыхви; Ф18, Пээри; 2, О тепя) .

Кроме того, более позднее об разован ие гидрослюды отмечается в одном профиле из Ю го-Западной Эстонии, в частично пере­ мытых продуктах выветривания скв. 171, Арэ .

Г идрослю дизация в ы р а ж ае тся в появлении гидрослюды или в обогащении ею м алом ощ ны х зон (до 0,5— 1— 2 м) верхних частей разрезов, непосредственно под покровом осадочных по­ род .

Все названны е выше разрезы отличаю тся повышенной трещинноватостью — относятся к трещинно-сквозному типу, иног­ да с уклоном к трещинному; существенно каолинитовая зона развита относительно полно (скв. Отепя, Вока ФЗ, Пээри) или большей частью р азм ы та (скв. В ийвиконна). В наиболее полно сохранившихся профилях сквозного типа гидрослю дизация не отмечается. Н аоборот, в них прослеж ивается закономерное убывание гидрослюды кверху (скв. 315, Вока; Ф2, Вока; Т ап а) .

Очень вероятно, что тенденция обогащ ения гидрослюдой верхов профилей св яза н а с воздействием просачиваю щ ейся сверху морской воды, содерж авш ей в относительно высокой кон­ центрации ионы калия. Каолинит, ка к считают некоторые иследователи (Милло, 1968), в таких условиях малоустойчив, и, по-видимому, претерпевает частичное превращ ение в гидрослю ­ ду. Процесс этот мог иметь место к а к в стадию седиментации, так и в стадию диагенеза осадков. Н алож ен ны й характер гид­ рослюды иногда прослеж ивается макроскопически по развитию шдрослюды в виде тонких пленок с серебристым или п ер л ам у ­ тровым блеском по трещ инам в выветренных породах верхних юризонтов коры выветривания (скв. 44п, В ийвиконна). Под микроскопом развитие гидрослюды по каолиниту достоверно /стан авл и вается в шл. 7722 (скв. 171, Арэ, глуб. 446,50 м) .

П одобная рассмотренной гидрослю дизация верхних горизон­ тов коры выветривания описывается в литературе д ля восточных эайонов Русской п л а т ф о р м ы. (Бобров, Щ ип акин а, 1969) .

В связи со сказанным возникает вопрос, не об язан ли продессу превращ ения каолинита в гидрослюду н аблю даю щ ийся резкий контраст в составе глинистых ф ракций покрываю щих эсадков и выветренных кристаллических пород .

Пробы из б азал ьн ы х слоев осадочных образований и из с а ­ мих осадков п оказы ваю т резкое увеличение количества гидрозлюды, достигающего 40— 60% (в смеси с каолинитом). Учиты­ вая, что д а ж е в нижних горизонтах коры выветривания гидро­ слюда не пользуется распространением, сравнимым с тем в о с а д ­ ках, приходится, по-видимому, допускать новообразование гид­ рослюды в морском бассейне в весьма широком масш табе .

С ледует однако отметить, что м асш табы гидрослю дизации каолинита нам не известны и что существуют еще другие более потенциальные источники гидрослюды при формировании о с а ­ дочных пород. Одним таким источником яв ляется см еш анно­ слойная монтмориллонит-гидрослюда, которая в выветренных об р азо в ан и я х по количеству, по-видимому, зан и м ает второе м е ­ сто после каолинита. В каолинитовой зоне коры выветривания монтмориллонит-гидрослю да неустойчива и превращ ается в к а о ­ линит, частично возможно и в гидрослюду. Неустойчива она и при гидротермальном воздействии. Д л я осадочных терригенных толщ Эстонии монтмориллонит-гидрослюда не характерн а; по данным многочисленных рентгенографических определений она отмечается только в прослоях метабентонита (U tsal, 1970) .

П оэтому весьма вероятно, что монтмориллонит-гидрослю да в присутствии катионов в растворе претерпевает аградационную тран сф орм ац ию в гидрослюду .

Очевидно, история монтмориллонит-гидрослюды в осадоч­ ном процессе, а п реж де всего ф акт исчезновения-превращ ения ее, зас л у ж и в а ю т внимания при объяснении формирования со­ става глинистых фракций осадочных толщ Эстонии .

Ш а м о з и т и з а ц и я устанавл и вается в верхних горизонтах профилей коры выветривания Ю го-Западной Эстонии. Здесь кора выветривания погребена иод нижнекембрийскими светло­ серыми глауконитсодерж ащ ими песчаниками лонтоваской и пиритаской (?) свит (М ардл а и др., 1968; устные сообщения Э. П ирруса и А. М а р д л а ). Профили коры выветривания вне зо ­ ны наложенных изменений аналогичны профилям других р ай о ­ нов Эстонии (по возрасту д огдовским ). Поэтому правдоп од об ­ но рассм атр ивать кору выветривания Ю го-Западной Эстонии как догдовскую (а не как д они ж н ек ем б ри йскую ), претерпевшую частичный разм ы в в связи с раннекембрийской трансгрессией .

П од явлением ш амозитизации объединен по существу целый комплекс изменений (табл. XV), включаю щих развитие шамози

–  –  –

та, т. н. «зеленого каолинита», 14-ro хлорита и карбонатизации .

Ш ам озит рентгенографическим методом определен в разр е зах скваж и н 171, Арэ и 173, Селисте, но присутствие его в небольших количествах предполагается и в некоторых других профилях. Он образуется, по-видимому, за счет каолинита и монтмориллонитгидрослюды. «Зеленый каолинит» в типичном виде встречается в профилях скваж ин П ярну и 175, Тоотси, 14 А хлорит и в скв. 172, Хяядемээсте. К арб он ати зац и я верхних горизонтов коры вы ветри­ вания — одна из характернейш их черт всех разрезов Ю г о-З ап ад а Эстонии (за исключением скв. СГ2, Кингисепп, в которой кора шетривания сильно разм ы та и н алож енны е изменения не отечаю тся). К арбонаты присутствуют начиная с самых верхов Ьофилей и преимущественно в виде мелких (диаметром 0,5— 5 мм) сферических агрегатов. Р е ж е встречаются тонкие жилI карбоната. Сферические агрегаты к а р бо н ата представлены

-щеритом (скв. П ярну) и доломитом (скв. 173, Селисте; 171, рэ). Совместное развитие сферического доломита и ш амозита STKO н аблю дается в профиле скв. Селисте 173, в обр. 9523 (глуб .

71,0 м ), где шамозит и доломит слагаю т жилоподобное образоваие среди выветренной породы .

Отсутствие или слабое развитие каолинитовой зоны и наэльные степени р азл ож ен и я пород указы ваю т на то, что прош ш с наложенной ш амозитизацией (в широком смысле) всега в той или иной мере размыты (табл. XV) .

Н алож ен ны е изменения в целом протекали в восстановительых условиях и в щелочной среде. Процесс восстановления трехалентного ж е ле за в двухвалентное вы р а ж ае т ся в развитии азличных глинистых минералов зеленого цвета, вследстtie чего верхние горизонты р ассм атриваем ы х профилей о к р а ­ шены в зеленовато-серые тона. Только в скв. 175, Тоотси порода ятнами сохранила вишнево-бурую (от дисперсного гематита) краску, причем зеленоваты е глинистые минералы («зеленый аолинит» и, возможно, ш амозит) разви ваю тся в виде ж илок скв. 175, Тоотси; обр. 8922, глуб. 438,8 м). Н овооб разован ны е зееные глинистые минералы при прокаливании окисляются, преващ аю тся в бурые .

Из литературы известны многие случаи н алож ен и я шамозиизации на выветренные о б разов ан ия (Никитина, 1964; М илло, 968; Бобров, Щ ипакина, 1969). Ш ам ози ти зац ия обычно сопроож д ае тся появлением сидерита и пирита. Последний минерал в ревней коре выветривания Эстонии не встречается .

3. Теоретически т р а н с ф о р м а ц и и г л и н и с т ы х м и н е а л о в мыслимы в п о г р е б е н н о й к о р е в ы в е т р и B a ­ il я, т. е. период после диагенеза покры ваю щ их осадков до нак/ящ его времени, вследствие изменения состава и реж им а груновых вод или других факторов. Эти изменения однако при д а н ­ ом уровне изученности не устанавливаю тся .

4. Н а л о ж е н н ы е н а к о р у в ы в е т р и в а н и я г и д р о е р м а л ь н ы е и з м е н е н и я. Г идротермальны е полиметаллиеские проявления известны в ряде профилей коры выветриваия Эстонии. Это скваж ины Ульястеской группы, К ай д м а 312, 1устайыэ 3 1 1А, П а лу к ю ла 379. П роявления представлены убоой прожилковой или вкрапленной галенит-сфалеритовой минеализацией, причем с галенитом и (или) сфалеритом ассоциирут пирит, карбонаты (кальцит, долом ит), хлорит. Рудны е минеалы разм ещ аю тся в выветренных породах (п рож и л кам и и в вежих) и не об н ару ж и ваю т признаков гипергенного изменения .



Pages:   || 2 |



Похожие работы:

«Ещё несколько свойств иллюстрируют задачи: Задача 1. Пусть центр эллипса,, его полуоси,, такие точки эллипса, что прямые и взаимно перпендикулярны. Найти наибольшее и наименьшее значения длины отрезка. Отв: {} = +...»

«Русск а я цивилиза ция Русская цивилизация Серия самых выдающихся книг великих русских мыслителей, отражающих главные вехи в развитии русского национального мировоззрения: Св. митр. Иларион Лешков В. Н. Соловьев В. С. Св. Нил Сорский Погодин М...»

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ Государственноеобразовательное учреждение высшего профессионального образования "Майкопский государственный технологический университет" УТВЕРДЖАЮ Ректор университета Х.Р. Блягоз " " 2009г. ОТЧЕТ о результатах самообследования и готовност...»

«TARTU RIIKLIKU LIKOOLI TOIMETISED У Ч Е Н Ы Е ЗАПИСКИ ГАРТУСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА VIHIK 153 ВЫПУСК ALUSTATUD 1R93. а. ОСНОВАНЫ В 1891 г. ТРУДЫ ПО ГЕОЛОГИИ TID GEOLOOGIA ALALT II Mfflfl ШШШ T A R T U 198...»

«Международный союз электросвязи (МСЭ) Новые технологии и международное регулирование использования радиочастотного спектра и спутниковых орбит ВАСИЛЬЕВ Александр Васильевич Советник Бюро радиосвязи (БР) МСЭ Семинар МСЭ "Новые технологии и их воздействие на регулирование" 14-16 декабря 2010 г., Е...»

«ГОСТ 13056.8-97 МЕЖГОСУДАРСТВЕННЫЙ СТАНДАРТ СЕМЕНА ДЕРЕВЬЕВ И КУСТАРНИКОВ МЕТОД ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДОБРОКАЧЕСТВЕННОСТИ Излание официальное БЗ 2 -9 6 /6 0 МЕЖГОСУДАРСТВЕННЫЙ СОВЕТ ПО СТАНДАРТИЗАЦИИ, МЕТРОЛОГИИ И СЕРТИФИКАЦИИ Минск стандартизация ГОСТ 13056.8-97 Предисло...»

«Методическая копилка Из опыта работы методических служб библиотек Тверской области Выпуск 5 Тверь 2013 От составителя Уважаемые коллеги! В предлагаемый вашему вниманию сборник вошли выступления методистов муниципальных центральных библиотек на областных семинарах с представлением своего опыта, творческие работы и разработанные ими планы систем...»

«"КОЗЬМОДЕМЬЯНСК ХАЛА" АДМИНИСТРАЦИЯ ХАЛА ОКРУГЫН ГОРОДСКОГО ОКРУГА АДМИНИСТРАЦИН "ГОРОД КОЗЬМОДЕМЬЯНСК" ПОСТАНОВЛЕНИ ПОСТАНОВЛЕНИЕ от 19 февраля 2016 г. № 82 Об утверждении административного регламента предоставления муниципальной усл...»

«НЕПАЛ Эверест. Путешествие в базовый лагерь. 13-27 ноября 2016 Продолжительность: 15 дней/14 ночей Стоимость - по запросу info@mountainquest.ru Гималаи Гималаи ("обитель снегов") высочайшая горная система Земли. Гималаи расположены между Тибетским нагорьем (на севере) и Индо-Гангской равниной (на юге). Они раскинулись на территории Индии, Непала,...»

«Классификация грунтов по буримости Таблица 1 Группа Наименование и характеристика грунтов грунтов 1. Роторное бурение. Торф и растительный слой без корней. Рыхлые: лесс, пески (не плывуны), супеси без гальки и щебня. Ил влажный и иловатые грунты. Суглинки лессовидные. Трепел. Мел слабый. Тор...»

«ВВЕДЕНИЕ В МОРФОЛОГИЮ Морфология – один из разделов грамматики, в котором изучается устройство, изменение и сочетание слов. Второй раздел грамматики – синтаксис. Морфология (от греч. morph – форма и lgos – слово, учение) – это, как уже отмечалось, раздел грамматики, включающий в себя учение о структуре слова, формах сло...»

«Сценарий мини-спектакля для старших школьников "Собаки" (по мотивам пьесы Константина Сергиенко "В овраге") Цель : -образовательная : учить ребят тонкостям актерского мастерства и искусству перевоплощения, ознакомить с особенностями работы в камерном театре,учить новым техникам и тенденциям в танцевальном искус...»

«КНИГА ФИРМЕННОГО СТИЛЯ ООО "ГАЗПРОМ ДОБЫЧА ЯМБУРГ" Книга фирменного стиля ООО "ГАЗПРОМ ДОБЫЧА ЯМБУРГ" CОДЕРЖАНИЕ Основные константы фирменного стиля 1 Фирменный знак 1.1 Фирменный блок в кириллице 1.2 Фирменный блок в латинице 1.3 Расширенный фирменный блок в кириллице 1.4 Расширенный фир...»

«УТВЕРЖДАЮ председатель организационного комитета VIІI Республиканского открытого конкурса исполнителей на народных инструментах им.И.И.Жиновича В.М.Черник Программы VIІI Республиканско...»

«Верхнепротерозойская  эонотема: рифей Лекция 7 ПодлясскоБрестская впадина • На западе впадина примыкает к  линии Тейссейра–Торнквиста,  восточная ее граница проведена  условно по изогипсе п...»

«ГОСТ 13056.8-97 МЕЖГОСУДАРСТВЕННЫЙ СТАНДАРТ СЕМЕНА ДЕРЕВЬЕВ И КУСТАРНИКОВ МЕТОД ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДОБРОКАЧЕСТВЕННОСТИ Издание официальное 96/60 МЕЖГОСУДАРСТВЕННЫЙ СОВЕТ ПО СТАНДАРТИЗАЦИИ, МЕТРОЛОГИИ И СЕРТИФИКАЦИИ Минск энергосбережение и энергетическая эффективность ГОСТ 13056.8-97 Предисловие 1 РАЗРАБОТА...»

«% -Э К 0 Н 0 И И Ч Е С К 1 Й л иоток^ь вологодеклго Губернскаго Земства. № 3. фебраль-1911 года. Годъ издан1я— ВТОРОЙ. Издаш е БЕЗПЛАТНОЕ. отрьныи в ь шщп 12— 20 № № въ го дъ. Издается согласно постановлен1 я Вологодскаго Губернскаго Земскаго Соб...»

«СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ Структурные этажи Структурный этаж – это комплекс горных пород (или часть разреза), обладающий единством структурного плана, сходным региональным метаморфизмом и магматизмом. От вышеи нижележащих толщ, обладающих другим структурным планом и степенью метаморфизма...»

«СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ Лекция 5 Пликативные дислокации Геологи-2016л-5 Милосердова Л.В. 1 Тектонические дислокации Пликативные (связные, изгибы) Дизъюнктивные (разрывы) Геологи-2016л-5 Милосердова Л.В. 2 По форме стратоизогипс Незамкнутые, полузамкнутые, замкнутые По генезису Тектонич...»

«49 А.В. Каныгин, Г.С. Фрадкин ОСАДОЧНАЯ ГЕОЛОГИЯ Исследования по осадочной геологии изначально были сконцентрированы в секторе (отделении) стратиграфии, тектоники, литологии и осадочных полезных ископаемых, который возглавлял академик Александр Леонидович Яншин. Сокращенно его обычно называли экзогенным. В состав сектора в...»

«ИНСТИТУТ СТРАН СНГ ИНСТИТУТ ДИАСПОРЫ И ИНТЕГРАЦИИ СТРАНЫ СНГ Русские и русскоязычные в новом зарубежье ИНФОРМАЦИОННО-АНАЛИТИЧЕСКИЙ БЮЛЛЕТЕНЬ № 15.11.2007 Москва ИНФОРМАЦИОННО-АНАЛИТИЧЕСКИЙ БЮЛЛЕТЕНЬ "СТРАНЫ СНГ. РУССКИЕ И РУССКОЯЗЫЧНЫЕ В НОВОМ ЗАРУБЕЖЬЕ" Издается Институтом стра...»

«В данном Прайсе приведена ориентировочная стоимость услуг центра "АкадемиЯ". Точную стоимость лечения можно будет определить только после консультации врача. Услуга Цена, руб. Оказание неотложной стоматологической помощиВключает снятие 1550 острой боли, установку временной пломбы (без учета анестезии) Консультация 0 Анестезия аппликац...»

«Отчет Об итОгах деятельнОсти за 2013 гОд 2. ПРОФИЛЬ КОМПАНИИ гаШербрум II Вершина Гашербрум II находится в Кашмире, в контролируемых Пакистаном Северных территориях на границе с Китаем (Тибетский автоном...»

«Евгений Орлов Главная книга России Период седьмой У "прораба перестройки" Мне казалось, что я уже целиком и полностью согласился с доводами Тани. Видел, что мы запустили детей. Без должного присмотра и внимания это были уже далеко не те "ангелочки", которые ещё пару лет назад своим видом, развитием...»







 
2018 www.new.pdfm.ru - «Бесплатная электронная библиотека - собрание документов»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.