X Международная студенческая научная конференция Студенческий научный форум - 2018

Наиболее полные обзоры по истории развития взглядов на генезис глауконита приведены в работах Фармозовой (1949), Горбуновой (1950), Лазаренко(1956), Николаевой (1977), Коссовской, Дрица (1986); и др.В целом изучению глауконита посвещено огромное количество исследований и было выдвинуто несколько десятков гипотез о генезисе этого минерала, которые, на существенные различия между ними, можно свести к следующем: 1) биохимического (органогенного) происхождения; 2) образования путем трансформации зерен обломочных алюмосиликатов, продуктов вулканической деятельности в процессе диагенеза осадков (подводный гальмиролиз); 3) хемогенно-диагенетического (синтез из коллоидов) происхождения и 4) гидротермально-метасоматического. Необходимо отметить, что почтивсе исследования, выполненные за прошедшие более чем 160 лет, потверждаютморское происхождение этого минерала.Лищ из редка встречаются глаукониты иного происхождения. Так, Мило (1968)дважды описывал глаукониты в лагунах толщах. Однако обе эти формации имели смешанное происхождение и являлись частично морским, и мило пришел к выводу, что в лагунной обстановке вполне могут возникать, по крайней мере, сезонные концентрации, достаточные для формирования глауконита.

Более интересные данные приводятся русскими исследователями Дяченко и Хартунцевой (1956), обнаружившими глаконит в континентальных эллювиальных отложениях. К этому можно добавить, что Костенко, Никитин (1973) описали случай эпигенеза глаконита в континентальных условиях, в площадной коре выветривания, фиксирующей мезозойскоий пенеплен, северо-восточной части Илийской впадины. Образование глаконита ими связывается с заболоченными понижениями на поверхности пенеплена, когда грунтовые воды обогащенные гумусовым веществом просачиваясь вглубь породы, способствовали развитию эпигенетического глауконита по пироксенам или амфиболам материнских верхнепалеозойских эффузивов и непосредственному выпадению из раствора, вероятно в слабоокислительной среде. Глауконит-смектитовые образование обнаружены в пещерных отложениях рэтского яруса близ Бристоля. Их формирование связывается с деятельностью подземных вод, под действием которых произошло растворение и образование карста в каменноугольных известняках , где и происходил процесс разложения органического вещества в водной среде, обогащенной железом. За исключение этих случаев, глауконит, без сомнения , формируется в морской среде.

Можно привести и другие подобные этим примеры, но ограничимся вышеизложенным, из которого можно сделать вывод, что во многих случаях именно апвеллинг доставляет необходимый исходный материал в зону шельфа. Этим можно и объяснить совместное нахождение глауконита и монтмориллонита- подволные холодные донные течение типа апвеллинга из глубоководной зоны моря –зоны образования монтмориллонита , выносят последний в зону шельфа, где затем и иловых отложениях в результате диагенетических процессов происходит рост кристаллов глаконитосодержащих микроконкреций, захватывающих при своем развитии и монтмориллонит и образующих с ним сростки либо механическую смесь. Это на наших глауконитах подверждается дифрактограммами глинистой фракции глауконитоностных отложений, в которых отмечено преобладающее наличие монтмориллонита. Апвеллингом можно объяснить накопление в одном образце различных разновидностей зерен глауконита, их гетерегенность. Общеизвестно, что за счет неравномерного прогрева нашей планеты Солнцем и в наши дни, и в древние времена в Мировом океане существует система циркуляции вод, - составляющие которой –гигантские циклонические и антициклонические круговороты, периферические ветви которых омвают окрайны континентов (Батурин,1989). Благодаря взаймодействию с ветром и отклоняющей силе вращения Земли каждое горизонтальное течение преобретает вертикальную компоненту и происходит медленное наползание подповерхностной холодной воды на шельф (апвеллинг), характеризующееся к тому же определенной цикличностью – сменой гидродинамической активности на затишные периоды, связанной с различными факторами: сменой сезона, тектоническими движениями, изменяюшими направление, силу природных течений, вековыми изменяющими направление, силу природных течений вековым изменениями уровня океана и наконец-тоштормами, тайфунами и цунами, т.е.процессы глауконитообразования сменялись процессами перемыва осадка, привнесения нового терригенного материала, после чего снова наступал апвеллинг, накопление осадка, а с ним и необходимых компонентов для образования глауконита.Во многом такому пульсационному характеру осадконакопления способствовали тектонические процессы, которые, как это уже было сказано, в верхнемеловое время характеризовались частой смена знаков, неблагопрятным для глауконитообразования , оказалось и увеличение глубины морского бассейна-по мере уменшения размерности терригенного материала уменьшался и процесс образования конкреций глауконита . При этом надо отметить, что во время смены физико-химических условий осадконакопления, возможно, происходила трансформация глауконита в монтмориллонит. Что же касается отсутствия фосфоритов , то здесь, видимо , можно говорить ослабом развитии биоценоза в верхнемеловом море, или это связано, что будет вернее, с более слабым и спорадическим апвелингом.

К этому можно добавить и факты собранные Логвиненко, Волковым и розановым(1975) во время 46-го рейса научно-исследовательского судна «Витязь» в 1969г. И 9-го рейса НИС «Дмитрий Менделеев» в 1973г., а также обобщенные ими литературные данные. Ими установлено, что в современных осадках Тихого океана глауконитвстречается вблизи континентов и островов на шельфе и на континентальном склоне, причем последний является главной областью распространения глауконита с глубинами 500-2000м и реже 10-350м. Осадки, содержащие глауконит, как правило, занимают промежуточное положение между восстановленными осадками мнению нет явной связи между местами образования глаконита и климатом прилегающей силы. При этом образование отдельных зерен, как считают это исследователи, может происходить путем глаконитизации биотита, щелочных полевых шпатов и некоторых других аллюмосиликатов. Но массовое образование микроконкреций,

Полученные и вышеизложенные результаты комплексных исследований различными методами анализов позволяют нам считать, что глауконит низовий Амударии образовалься хемогенно-диагенетическим путем на стадии раннего диагенеза.Вмещающими осадками являлись песчано-алеврито-глинистые илы, в которых и образовался исходный гелевидный суббстрат. В условях насыщения геля необходимым компонентамипроисходило образование зерен глауконита. Образование микроконкереций глауконита шло послойным ростом криссталов в низкотемпературных условиях с захватом микровключений других минералов (в основном кварца, полевых шпатов монтмориллонита, который и образует разбухающие слои зернах глауконита), в глубине осадка в слабовосстановительных до почти нейтральных показателях Еh, в условиях ослабленного и застойного гидродинамического режима, сменяющегося усиленим динамической активностиморского бассейна, связанной с усилением динамической активности суши, вследствие чего возникла неблагопрятная для глауконита образование среда. В эти моменты пройсходил перемыв и переотложение глауконитовыхмикроконкреций.Больщую роль в этом плане играли морские течения. Приуроченность песчанных осадков , в то числе и глауконитосодержащих, к зонам действия морских течений устанавливается многочисленными наблюдениями над современными и ископаемыми осадками. Течения в бассейнах возникают под действием ветра, приливов и отливов, а так же в результате стока речных вож. Найболее важнымявляются циркулярные течения , направленные которых определяется направлением господствующих втров конфигурацией берегов, островов и рельефом дна. В пределах морских бассейнов выделяются четыре зоны, которых происходит концентрацияпесчанных осадков , и где они преобладает, либо играют существенную роль среди отложений иного состава (Шванов, 1969). Это, во первых- прибрежная зона, гле накапливались продукты речных выносов и вдоль берегового разноса волнами; во-вторых, - края шельфа и верхняя часть континентального сколна, где господствуют дрейфовые и отчасти приливно-отливные течения ; в третьях – верхние части склонов и вершины внутренних поднятий; в четвертых, -глубоководные халистатические участки морей и океанов, куда песчанные осадки попадают вследствие деятельности мутевых потоков.

Как уже рассматривались выше участки Крантау, Бештюбе, Ходжакуль . и другие распполагались в пределах Тактакайрского вала и Сультан-Увайсскоговыступа. Первый можно отнести к третьей зоне верхние части склонов и вершинывнутренних поднятий, а второй ко второй зоне – край шельфа и верхняя часть континентального склона. Восточнее этих структур распологались Талдыкский прогиб и Тактакупырский поднятие . В юго-восточном направлений Талдыкский прогиб сменялся Таджиказганским . По-видемому, вдоль этих прогибов располагалась доннотеченниевая фациальная зона и а отдельных участках пройсходил подхем донных золодных вод-апвеллинг, насыщенны различными компонентами. на склоны подводных возвышенности и шельфов. После подъема этих вод в силу разницы в порциональном давлении просходило осаждение компонентов и образование исходного осадка для роста глауконитовых зерен. Этими же потоками выносится и монтмориллонит, являющися минералом глубоководной части морского бассейна. На этих же участках по законам гидродинамики просходило осаждение кластогенного материала.

Периоды перемывов сопровождались процессами вывертивания глауконита, приводящими к изменению глауконита, выражающемуся в осветлении зерен, образовании гидроокислов железа, увеличении числа обломочных зерен и др. Этим можно объяснить наличие розноокрашенных зерен одном осадке и, по-видимому, периоды глауконитообразования и перерывов сменялись достаточно часто. В моменты затышья слабокислительные условия тут же сменялись слабовосстановительными и в осадке продолжалось аутигенное минералообразование. Причем для образования зернистого аутигенного глауконита обязательно наличие песчано-алевритого осадка ,скребленного морскими илистыми образованиями. В чистоглиностых отложениях зернистый глауконит отмечен вединичных случаях. Видимо, в них возникали микроучастки , благолприятные для образования глауконита. Для слоя , содержащего первичные зерна глауконита , обязательно присутсвие макро –и микрофлоры ,что подтверждено нашими находками фауны и ходов илеодов в глауконитоносных отложениях на участке Крантау. А вот отложения, содержащие аллотигенные ( перемытые) или терригенные( перемытые и перенесенные) зерна , практически уже ее не содержат. Соответственно нами по условиям накопления на основе статистических параметров ,расчитанных на ЭВМ, выделяется три типа глауконитоносных залежей: 1- теригенный , 11- аллотигенный и 111- аутигенный . 1- тип накопился в прибережно – морской зоне в результате перемыва и переотложения зерен глауконита . В процессе переноса зерна окатывались : их размер уменшалься. К этому типу можно отнести І-ый продуктивный горизонт уч. Ходжакуль, ІІ-ой тип накопилься в эпибатиальной зоне шельфа (нижней части шельфа) на склонах полводных возвышенностей и верхней части континентального склона. Зерна глауконита в них в основном перемыты, отсортированны, мгого обломочных зерен. В гранулометрическом составе преобладают мелкопесчанные – крупноалевритовые отложеия. К этому типу можно отнести отложения участков. Ходжакуль, Бештюбе (ІІ-ой продуктивный горизонт) и нижнию песчаннистую часть глаконионосного горизонта уч. Крантау. Ко ІІ-му типу можно отнести и осадки, содержащие глаконит в меньших количествах на участках Ходжейли, Кызылджар, Муйнак. ІІІ-ий тип накопился в спокойных гидродинамических условиях на сколонах подводных поднятиц и континентального склона. Зерна здесь наименее изменненые, более темно-зеленной окраски, осадок более глинистый. К этому типу мы отнесли верхнюю часть (глинистый паттум) глаконитоносного горизонта уч. Крантау.

Из всех трех типов наибольшее распространение имееталлотигенный. Терригенный глаконит иммет наименьшее распространение, т. к. будучи мягким минералом, он быстро разрушается до пелитовой размерности. Таким путем, вероятно, и образуются глауконитовые глины.

Таким образом, глауконит из низовий Амударьи, являлись индикатором морских условий седиментогенеза, на наш взгляд, может служить показателем мелкводно- и прибрежно-морских фациальных условий и быстрой смены тектонического и связанного с ним гидродинамического, режимов. Вывленные некоторые общие закономерности формирования глауконитовых зерен можно использовать в качестве критериев (региональных или локальных) припрогнозировании и поиске глаконитоносных залежей:

1.Тектонические кретерии глаукониносности. Из анализа тектонической обстановки следует, что при мелкомасштабном прогназировании необходимо сосредоточить внимание на изучении отложений, приуроченных к зонам внешнего шельфа, верхней части континентального склона и склонов подводных возвышенностей морского бассейна. Необходимым условием является и наличие донных течений, напрвляющихся из глубоководной части бассейна к мелководной, региональное опускание территории и связанная с ним, трансгрессия моря.

2. Литологические критерии выражаются в приуроченности их залежей к терригенно-кварцевым и терригенно-глинистым осадочным формациям. Найболее благоприятным является положение глауконитовых осадков в песчанно-алеврито-глинистых породах. Менее благоприятным – в читопесчанных, алевритовых и глинистых породах

3. Минералогические критерии. Региональное рудоконтролирующее значение иммет ассосация глаконита с гидрослюдой, монтмориллонитом, кварцем полевым шпатами.

В заключение отметим, что процесс формирования глаконитовых микроконкреций является сложным процессом, состоящим из многократно сменяющихся циклов, каждый из которых включает в себя три стадии: стадию накопления в формирующимся осадке всех компонентов, необходимых для роста зерен, образование и рост микроконкреций в иловой среде и третью, перемыв и дифференциация осадка, образование различных типов глаконитоносных залежей.

Список использованной литературы

Архангельский А.Д. Геологические исследования в низовьях Амударьи // Тр.главы геол.-разв. Управ., ВСИС, СССР.1931. Вып.12.194.

Бабаев А.Г.Некоторые результаты минералого-петрографических исследований меловых отложений низовий Амударьи //ДАН УзССР.-1952. -№9. –С.21-25

Бабаев А.Г. Глаконит в меловых отложений Средней Азии //Изв. АН УзССР. -1953.-№3.-С.36-42.

Код для цитирования: Скопировать