Записки Российского минералогического общества, 2020, T. 149, № 5, стр. 99-111
Генетическая информативность глинистых минералов осадков озера Усколь (Республика Хакасия)
д. чл. М. О. Хрущева 1, *, П. А. Тишин 1, д. чл. Т. С. Небера 1, А. И. Чернышов 1, А. Л. Архипов 1
1 Национальный исследовательский Томский государственный университет
634050 Томск, пр. Ленина, 36, Россия
* E-mail: masha2904@mail.ru
Поступила в редакцию 23.03.2020
После доработки 04.06.2020
Принята к публикации 17.06.2020
Аннотация
В работе детально рассмотрена минералогия глинистых компонентов соленых озер Южно-Минусинской котловины на примере осадков озера Усколь. Изучение глинистых минералов проводилось с целью выявления климатических и гидрохимических особенностей осадкообразования. На основе моделирования дифракционных профилей глинистых минералов с использованием функции Пирсона VII установлено, что глинистые минералы представлены кальций-магниевой и натриевой разновидностями монтмориллонита и иллитом. Количественные вариации в содержании глинистых фаз наблюдаются в зависимости от глубины отбора. Фиксируется тенденция к увеличению содержаний иллита и кальций-магниевого монтмориллонита вниз по разрезу, что связывается с повышением концентрации K+ и Mg2+. По установленной минеральной ассоциации глинистых компонентов можно предположить, что осадконакопление в течение последних 500 лет происходило в условиях криоаридного климата.
Глинистые минералы – одни из наиболее распространенных и разнообразных породообразующих минералов верхней оболочки Земли. По данным разных авторов (Акульшина, 1976; Дриц, Коссовская, 1990, 1991; Солотчина, 2009), они составляют 50–70% от общего состава пород осадочного чехла континентов.
Литература по глинистым минералам достаточно обширна, и ее количество постепенно увеличивается в силу постоянного развития и усовершенствования методов анализа. Глинистые минералы являются весьма сложными для изучения образованиями из-за слоистой структуры и нахождения в природе в дисперсном агрегатном состоянии. Для их исследования необходимо современное высокоточное оборудование и новое программное обеспечение для обработки данных экспериментов, а также моделирования дифракционных спектров. Не ослабевает интерес исследователей к использованию глинистых минералов в качестве индикаторов характера осадконакопления в различных геологических условиях, о чем свидетельствуют многочисленные публикации последних лет (Warren, 2006; Abdullayev, Leroy, 2018; Guo et al., 2019; Wang et al., 2019; Dianto et al., 2019; Srivastava et al., 2020; Sousa et al., 2020; Chen et al., 2020).
В представленной работе детально рассмотрены ассоциации глинистых минералов, образующихся в современных высокоминерализованных озерах, на примере озера Усколь.
ГЕОЛОГО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ РАЙОНА
Озеро Усколь находится в Южно-Минусинской котловине в республике Хакасия вблизи г. Абакана (рис. 1). Выбор озера Усколь в качестве объекта исследования обусловлен его территориальным расположением в высоких широтах (53–54° с.ш.), характеризующихся контрастно выраженными изменениями солнечной активности и сезонными колебаниями температуры. Среднегодовая температура воздуха варьирует от +1.8 до –1.0°С. Минимальная температура (–43.8 °С) была зафиксирована в декабре 1966 г., а максимальная (+36.0 °С) в июле 1970 г. Климат данного района криоаридный, т.е. характеризуется засушливым, жарким летом и достаточно морозной зимой. Очень важной особенностью района являются активные эоловые процессы (скорость ветра до 20–30 м/с), которые способствуют переносу обломочного материала в котловину озера (Котельников и др., 2018).
Морфологически озеро состоит из двух водоемов размерами 347 × 650 и 674 × 815 м, которые в периоды интенсивных осадков объединяются в одно озеро с пологими и заболоченными берегами. Глубина озера в отдельных участках достигает 3 м. Осадки озера Усколь представлены современными аллювиально-делювиальными глинами и илами с эоловой составляющей. Средняя скорость осадконакопления оценивается в 2 мм/год (Рогозин, 2018), что позволяет предполагать, что изученный разрез (до глубины 1 м), отражает геологическую историю на протяжении около 500 лет. В качестве источников осадочного материала рассматриваются как подстилающие, так и обрамляющие отложения самохвальской свиты (ранний карбон), представленные зелеными пепловыми туфами и песчаниками с небольшими прослоями известняков (Лучицкий, 1960; Зухс, 1966).
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Отбор проб. Материал для исследований отбирался в летний период 2018 года и в зимний период 2019 года сотрудниками Томского государственного университета. Пробоотбор проводился с использованием бура диаметром 12 см по профилю ЮЗ-СВ направления из пересыхающей части озера (по перемычке между двумя водоемами) (рис. 1). Точки отбора проб располагаются через 50 м друг от друга. В каждой из точек профиля отбиралось 10 проб от поверхности до глубины 1 м (через каждые 10 см). Ниже приводится обсуждение результатов исследования вертикального разреза в точках № 6.1, 6.2, 6.3. Точка 6.1 расположена на береговой линии водоема, точки 6.2 и 6.3 в 50 и 100 м от берега соответственно (рис. 1).
Диагностика минеральных фаз. Для диагностики минеральных фаз в озерных осадках использовался метод порошковой рентгенографии. Данный метод является информативным и рациональным для решения подобного рода задач (Соколова и др., 2005; Солотчина, 2009; Boroznovskaya et al., 2017; Khrushcheva, Nebera, 2019).
Необходимую для диагностики глинистых компонентов фракцию размером 10 мкм получали путем осаждения исходного материала в дистиллированной воде. Время осаждения рассчитывали по формуле Стокса (Соколова и др., 2005). Из полученной тонкой фракции готовили ориентированные препараты с целью увеличения интенсивности базальных отражений типа 001.
Для более достоверной диагностики ориентированные препараты подвергали насыщению парами этиленгликоля в эксикаторе в течение 24 ч и/или прокаливанию в муфельной печи при температуре 550 °С в течение 2 ч.
Измерения проводили в ЦКП “Аналитический центр геохимии природных систем” Томского государственного университета на рентгеновском дифрактометре XPert PRO MRD (изготовитель PANalytical). Условия съемки: 40 кВ, 30 mA, Cu излучение, Ni фильтр, диапазон измерений 3–60° 2Θ. Расшифровку дифрактограмм проводили с использованием программного обеспечения HighScore и базы данных PDF-4 Minerals 2020 (PDF-4, 2020).
Моделирование дифракционных профилей глинистых минералов осуществляли с использованием функции Пирсона VII (Солотчина, 2009) по программе Fityk (Wojdyr, 2010), с помощью данной функции осуществляли разложение сложных дифракционных профилей. Функция Пирсона VII является оптимальной функцией для описания рентгеновского профиля изучаемых фаз, так как позволяет учитывать как размер частиц, так и дефекты упаковки, характерные для глинистых минералов (Солотчина, 2009).
Определение элементного состава осадков. Определение концентрации элементов выполнялось посредством атомно-эмиссионного спектрального анализа на приборе iCAP 7400 Duo фирмы “Termo Fisher Scientific” (США) в ЦКП “Аналитический центр геохимии природных систем” Томского государственного университета.
РЕЗУЛЬТАТЫ
По данным рентгеновского исследования содержание глинистых минералов в пробах варьирует от 30 до 50%, в зависимости от глубины отбора образца и удаленности от береговой линии.
Глинистые минералы представлены монтмориллонитом с натриевым и кальций-магниевым катионами, а также иллитом. Помимо глинистых минералов в осадках озера установлены в существенных количествах кварц SiO2, анальцим Na[AlSi2O6] ⋅ H2O и альбит NaAlSi3O8, в заметных количествах – кальцит CaCO3 и в ничтожно малых количествах – санидин KAlSi3O8, гипс CaSO4 ⋅ 2H2O и галит NaCl (табл. 1) (Khrushcheva, Nebera, 2019).
Таблица 1.
Глубина отбора, см | Глинистые минералы | Анальцим | Кварц | Санидин | Альбит | Кальцит | Галит | Гипс |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|
Точка отбора 6.1 | ||||||||
0–10 | 31 | 16 | 32 | <1 | 14 | 7 | <1 | <1 |
10–20 | 36 | 12 | 31 | <1 | 15 | 6 | <1 | <1 |
20–30 | 35 | 13 | 31 | <1 | 16 | 5 | <1 | <1 |
30–40 | 38 | 16 | 31 | <1 | 8 | 7 | <1 | – |
40–50 | 37 | 15 | 32 | <1 | 14 | 2 | <1 | – |
50–60 | 41 | 14 | 33 | <1 | 12 | <1 | <1 | – |
60–70 | 39 | 16 | 35 | 1 | 9 | <1 | <1 | – |
70–80 | 39 | 16 | 35 | 2 | 8 | <1 | <1 | – |
80–90 | 39 | 14 | 34 | 2 | 11 | <1 | <1 | – |
90–100 | 35 | 16 | 31 | 2 | 8 | 8 | <1 | – |
Точка отбора 6.2 | ||||||||
0–10 | 39 | 13 | 38 | <1 | 4 | 3 | 3 | <1 |
10–20 | 40 | 19 | 35 | <1 | 3 | 3 | <1 | <1 |
20–30 | 40 | 19 | 35 | <1 | 3 | 3 | <1 | – |
30–40 | 33 | 4 | 32 | <1 | 22 | 9 | <1 | – |
40–50 | 38 | 4 | 36 | <1 | 16 | 6 | <1 | – |
50–60 | 38 | 2 | 30 | <1 | 27 | 3 | <1 | – |
60–70 | 41 | 4 | 35 | <1 | 20 | <1 | <1 | – |
70–80 | 46 | <1 | 31 | 2 | 16 | 5 | <1 | – |
80–90 | 39 | <1 | 33 | 2 | 24 | 2 | <1 | – |
90–100 | 50 | <1 | 30 | <1 | 18 | 2 | <1 | – |
Точка отбора 6.3 | ||||||||
0–10 | 37 | 10 | 30 | <1 | 5 | 16 | <1 | 2 |
10–20 | 37 | 6 | 33 | <1 | 8 | 12 | <1 | 4 |
20–30 | 44 | 4 | 32 | <1 | 6 | 11 | <1 | 3 |
30–40 | 49 | <1 | 33 | <1 | 6 | 12 | <1 | – |
40–50 | 50 | <1 | 25 | 1 | 7 | 17 | <1 | – |
50–60 | 47 | 6 | 30 | <1 | 8 | 9 | <1 | – |
60–70 | 49 | <1 | 29 | <1 | 7 | 15 | <1 | – |
70–80 | 47 | 3 | 40 | <1 | 8 | 2 | <1 | – |
80–90 | 45 | 3 | 42 | 1 | 7 | 2 | <1 | – |
90–100 | 45 | 3 | 40 | 1 | 8 | 3 | <1 | – |
Из сопоставления данных табл. 1 и 2 можно видеть, что магний присутствует исключительно в составе монтмориллонита. Содержание натрия и кальция отмечается как в составе глинистого компонента, так и в составе прочих минералов. С учетом количественной доли минералов, бóльшая часть натрия концентрируется в анальциме и альбите, незначительная – в галите. Кальций, в основном, накапливается в кальците, реже в гипсе. Основная доля калия приходится на иллит, подчиненная – на санидин.
Монтмориллонит. Монтмориллонит в осадках озера Усколь представлен двумя разновидностями: натриевой (Na,Ca)0.33(Al,Mg)2(Si4O10)(OH)2 и кальций-магниевой (Ca,Mg)0.33(AlMg)2(Si4O10)(OH)2. Содержание Na2O в осадках варьирует от 2.18 до 5.12 мас. %, CaO – от 0.48 до 8.57 мас. % и MgO – от 1.56 до 2.98 мас. % (табл. 2).
Таблица 2.
Глубина отбора, см | K2O | P2O5 | SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | MgO | CaO | MnO | Na2O | S | ППП* |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
Точка отбора 6.1 | ||||||||||||
0–10 | 1.61 | 0.02 | 64.94 | 0.33 | 13.54 | 2.51 | 1.98 | 2.24 | 0.08 | 3.96 | 0.23 | 8.36 |
10–20 | 3.20 | 0.03 | 64.89 | 0.30 | 12.87 | 2.10 | 1.85 | 2.93 | 0.07 | 3.00 | 0.05 | 8.22 |
20–30 | 1.82 | 0.01 | 64.96 | 0.36 | 13.98 | 2.79 | 2.58 | 0.63 | 0.04 | 3.01 | 0.06 | 8.02 |
30–40 | 2.28 | 0.02 | 65.72 | 0.33 | 13.93 | 2.37 | 1.97 | 0.56 | 0.04 | 3.13 | 0.06 | 7.87 |
40–50 | 2.35 | 0.02 | 65.87 | 0.34 | 14.25 | 2.51 | 2.14 | 0.56 | 0.04 | 3.07 | 0.05 | 7.94 |
50–60 | 2.57 | 0.02 | 66.08 | 0.35 | 14.22 | 2.49 | 2.16 | 0.48 | 0.03 | 3.00 | 0.03 | 7.81 |
60–70 | 2.24 | 0.01 | 65.80 | 0.34 | 14.39 | 2.65 | 2.30 | 0.75 | 0.05 | 3.11 | 0.05 | 7.41 |
70–80 | 2.29 | 0.02 | 67.78 | 0.32 | 13.92 | 2.28 | 2.10 | 0.73 | 0.06 | 2.95 | 0.04 | 6.92 |
80–90 | 2.47 | 0.03 | 67.48 | 0.32 | 14.02 | 2.37 | 2.11 | 0.79 | 0.06 | 2.96 | 0.03 | 6.91 |
90–100 | 3.29 | 0.03 | 67.43 | 0.31 | 13.38 | 2.20 | 1.86 | 1.18 | 0.07 | 3.02 | 0.05 | 6.97 |
Точка отбора 6.2 | ||||||||||||
0–10 | 2.33 | 0.10 | 59.28 | 0.31 | 12.69 | 1.98 | 1.63 | 6.61 | 0.11 | 4.67 | 0.53 | 9.81 |
10–20 | 2.63 | 0.09 | 59.60 | 0.32 | 13.34 | 2.21 | 1.67 | 6.54 | 0.12 | 3.44 | 0.23 | 9.63 |
20–30 | 2.78 | 0.09 | 59.73 | 0.33 | 12.60 | 2.01 | 1.56 | 7.04 | 0.12 | 3.43 | 0.26 | 9.76 |
30–40 | 2.71 | 0.09 | 61.05 | 0.34 | 14.16 | 2.41 | 2.06 | 4.29 | 0.09 | 3.44 | 0.21 | 9.05 |
40–50 | 2.66 | 0.07 | 61.28 | 0.32 | 14.28 | 2.24 | 1.96 | 4.51 | 0.09 | 3.53 | 0.28 | 8.85 |
50–60 | 2.59 | 0.07 | 62.17 | 0.31 | 16.18 | 2.45 | 2.39 | 2.06 | 0.09 | 3.34 | 0.14 | 8 |
60–70 | 2.90 | 0.05 | 61.04 | 0.32 | 16.14 | 3.59 | 2.86 | 1.42 | 0.11 | 3.14 | 0.12 | 8.56 |
70–80 | 2.80 | 0.05 | 60.01 | 0.31 | 15.37 | 3.38 | 2.70 | 1.15 | 0.13 | 3.03 | 0.09 | 11.25 |
80–90 | 2.87 | 0.05 | 61.16 | 0.32 | 16.12 | 3.49 | 2.71 | 1.20 | 0.12 | 3.05 | 0.08 | 8.44 |
90–100 | 2.61 | 0.05 | 60.93 | 0.31 | 15.51 | 4.15 | 2.58 | 1.16 | 0.14 | 2.79 | 0.06 | 8.99 |
Точка отбора 6.3 | ||||||||||||
0–10 | 2.76 | 0.15 | 53.87 | 0.31 | 12.62 | 2.21 | 1.93 | 8.57 | 0.11 | 5.12 | 1.18 | 11.93 |
10–20 | 2.71 | 0.14 | 55.85 | 0.32 | 12.71 | 2.32 | 2.05 | 7.40 | 0.11 | 3.90 | 0.83 | 12.01 |
20–30 | 2.65 | 0.10 | 56.01 | 0.33 | 13.26 | 2.57 | 2.28 | 5.36 | 0.10 | 3.47 | 0.78 | 14.16 |
30–40 | 2.74 | 0.11 | 57.39 | 0.34 | 13.79 | 2.55 | 2.16 | 6.14 | 0.11 | 3.68 | 0.86 | 11.28 |
40–50 | 2.80 | 0.09 | 54.70 | 0.35 | 14.17 | 2.44 | 2.40 | 5.28 | 0.11 | 3.56 | 0.78 | 14.06 |
50–60 | 2.73 | 0.08 | 58.80 | 0.37 | 15.06 | 2.79 | 2.98 | 1.57 | 0.06 | 3.21 | 0.21 | 12.58 |
60–70 | 2.49 | 0.11 | 54.31 | 0.35 | 14.00 | 2.72 | 2.30 | 4.14 | 0.07 | 3.16 | 0.44 | 16.01 |
70–80 | 2.59 | 0.09 | 65.25 | 0.39 | 14.99 | 2.79 | 2.75 | 1.01 | 0.04 | 2.49 | 0.14 | 7.66 |
80–90 | 2.50 | 0.08 | 67.77 | 0.38 | 13.43 | 3.01 | 2.62 | 0.95 | 0.06 | 2.18 | 0.18 | 7.19 |
90–100 | 2.37 | 0.07 | 66.28 | 0.38 | 14.59 | 2.38 | 2.51 | 1.10 | 0.04 | 2.39 | 0.11 | 7.41 |
Рентгенографически монтмориллонит установлен по серии рефлексов hkl (d, Åинтенсивность): 001 (14.28–12.1310), 020 (4.492) и $\bar {1}31$(2.571).
Основной диагностический признак монтмориллонита заключается в смещении рефлекса 001 в область малых углов 2Θ, то есть в увеличении соответствующего межплоскостного расстояния (14.28–12.13 Å → 16.54 Å) после насыщения образца парами этиленгликоля (рис. 2). Смещение обусловлено увеличением параметра с кристаллической структуры за счет внедрения в ее межслоевой промежуток органических молекул этиленгликоля – двухатомного спирта С2Н4(ОН)2 (Франк-Каменецкий и др., 1983).
После прогревания образца при температуре 550 °С межплоскостное расстояние сокращается до 9.87 Å (рис. 2), так как кристаллическая структура сжимается за счет удаления из нее межслоевой воды.
На наличие натриевого катиона в межслоевом промежутке монтмориллонита указывает положение первого базального пика 001 (d = 12.13 Å), в то время как у монтмориллонита с кальциевым и магниевым катионами положение этого рефлекса отвечает межплоскостному расстоянию 14.28 Å (Дриц, Коссовская, 1990; Франк-Каменецкий и др., 1983). Особенность положения этих рефлексов объясняется различным составом поглощенного комплекса, а именно, – отношением кальция, магния и натрия, а также различным содержанием в монтмориллоните связанной воды (Дриц, Коссовская, 1990).
На дифрактограмме (рис. 2) видно, что пик в области 14.28–12.13 Å характеризуется уширением, это указывает на наличие в осадках как натрийсодержащего, так и кальций-магниевого монтмориллонита.
Иллит. В данной работе использовался термин “иллит”, который, согласно рекомендациям Номенклатурного комитета, подразумевает групповое название всех слюдистых минералов, в которых количество разбухающих смектитовых слоев не превышает 15% (Bailey et al., 1984). Иллит в изученных породах является основным концентратором K2O, содержание которого меняется от 1.61 до 3.29 мас. %.
Рентгеновская диагностика иллита проведена по характерному набору рефлексов hkl (d, Åинтенсивность): 002 (9.9110), 004 (4.994), 006 (3.3510), 00 10 (1.984). При прокаливании и насыщении образца этиленгликолем межплоскостные расстояния не меняются из-за прочной, стабильной решетки иллита, не способной к межпакетной адсорбции воды (Соколова и др., 2005).
Точная диагностика всех присутствующих в осадках глинистых фаз проведена с помощью моделирования сложных дифракционных профилей функцией Пирсона VII. Для определения точного положения рефлекса и интенсивности его дифракционной линии 00l сложные дифракционные профили раскладывались на несколько индивидуальных пиков – такая процедура позволила получить количественное соотношение глинистых фаз в осадках.
Проведенные исследования показали наличие в составе глинистого компонента иллита и двух модификаций монтмориллонита – с кальций-магниевым и натриевым катионами в межслоевом промежутке (табл. 3).
Таблица 3.
Глубина места отбора, от поверхности в см | Точка отбора 6.1 | Точка отбора 6.2 | Точка отбора 6.3 | ||||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
глинистый компонент, % | |||||||||
M | Иллит | М | Иллит | М | Иллит | ||||
Ca-Mg | Na | Ca-Mg | Na | Ca-Mg | Na | ||||
0–10 | 48 | 48 | 4 | 39 | 55 | 6 | 47 | 45 | 8 |
10–20 | 45 | 47 | 8 | 40 | 53 | 7 | 50 | 43 | 7 |
20–30 | 54 | 42 | 4 | 38 | 55 | 7 | 53 | 40 | 7 |
30–40 | 48 | 46 | 6 | 55 | 38 | 7 | 55 | 38 | 7 |
40–50 | 52 | 42 | 6 | 58 | 35 | 7 | 58 | 34 | 8 |
50–60 | 53 | 40 | 7 | 58 | 35 | 7 | 69 | 24 | 7 |
60–70 | 56 | 38 | 6 | 70 | 22 | 8 | 57 | 37 | 6 |
70–80 | 51 | 43 | 6 | 66 | 26 | 8 | 67 | 26 | 7 |
80–90 | 51 | 43 | 6 | 66 | 26 | 8 | 65 | 29 | 6 |
90–100 | 49 | 42 | 9 | 63 | 29 | 8 | 64 | 31 | 5 |
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
В ранее опубликованных работах по донным осадкам соседнего озера Талое (Хрущева и др., 2019) было установлено, что питание минерализованных озер данного района осуществляется преимущественно щелочными (pH = 8–9) подземными водами хлоридного состава, обогащенными натрием, магнием и кальцием.
Глинистые минералы осадков озера Усколь – типичные эпигенетические минералы, которые образовались под влиянием щелочных озерных вод. Согласно классическим представлениям (Дриц, 1990; Плюснина, 2011), преобразование монтмориллонита протекает по следующей схеме: на начальных этапах образования монтмориллонита отмечается фиксация в межпакетном пространстве Mg+ и Na+. Они могут присутствовать в ионном растворе при широких значениях pH. В осадках озера Усколь наблюдается четкая зависимость (коэффициент корреляции Пирсона r равен 0.83, 0.95 и 0.96) содержания Mg+ от концентрации кальций-магниевого монтмориллонита (рис. 4).
Далее Mg+ и Na+ перемещаются в октаэдрические позиции и их место занимает К+. Этот процесс обусловливает уход Al из октаэдрических позиций и внедрение в тетраэдрические позиции Al3+, и как следствие, образование кристаллической структуры иллита.
Образование монтмориллонита в осадках озера Усколь, наиболее вероятно, связано с разложением в щелочной среде озера полевых шпатов и цеолита, входящих в состав подстилающих горных пород. Полевые шпаты представлены преимущественно альбитом (до 30%), в меньшей степени калиевым полевым шпатом – санидином (до 2%). В целом накопления полевых шпатов не наблюдается, но стоит отметить их повышенную концентрацию в точке отбора 6.2 на глубине 30–100 см. Цеолит встречается в виде анальцима, содержание которого доходит до 20% (табл. 1). В точках отбора 6.2 и 6.3 отмечается преобладание анальцима в верхней части разрезов (до 30 см), в точке отбора 6.1 цеолит накапливался достаточно равномерно по всей глубине.
Под воздействием щелочных озерных вод и обилия К+ монтмориллонит претерпевает эволюцию через смешанослойные образования иллит-монтмориллонитового ряда в иллит. Как следствие, количество монтмориллонита постепенно сокращается за счет присоединения К+ из подстилающих пород и растворов.
Из данных табл. 2 и 3 видно, что содержание К+ в осадках четко коррелирует с концентрациями иллита (коэффициент корреляции равен 0.98, 0.77 и 0.93) (рис. 5).
Поскольку среда минералообразования в осадках озера Усколь преимущественно щелочная, было рассмотрено распределение щелочных и щелочноземельных элементов в разрезе. Основные минеральные фазы, в которых они встречаются – глинистые минералы. Для щелочных элементов установлена тенденция возрастания доли К+ с глубиной и, соответственно, уменьшения доли Na+ (рис. 6). Геохимические данные подтверждаются минералогическими: в интервале 30–100 см отмечается увеличение содержания иллита и уменьшение – натрийсодержащего монтмориллонита (табл. 3). Для щелочноземельных элементов наблюдается закономерность накопления в нижних частях разреза Mg2+ (рис. 6), в то время как Ca2+ накапливается преимущественно на поверхности и до глубины 50 см. Минералогически это находит подтверждение в накоплении в нижних частях разрезов кальций-магниевого монтмориллонита (до 70% от глинистого компонента).
Нужно подчеркнуть, что глинистые минералы озерных отложений являются отличными индикаторами климатических и гидрохимических условий осадконакопления (Акульшина, 1976; Дриц, Коссовская, 1990; Зхус, 1966). Для определения данных условий следует учитывать основные факторы образования осадка – мобилизацию, перенос, аккумуляцию и преобразование материала.
По полученной ассоциации глинистых минералов можно предположить, что формирование осадков происходило в условиях аридного климата. На это указывает преобладание в отложениях монтмориллонита и иллита, а также отсутствие каолинита (Зхус, 1966). Стоит отметить, что в осадках озера Усколь не обнаружен палыгорскит, который выступает в качестве типичного индикатора аридного климата. Его отсутствие позволяет предположить, что аридный режим во время осадкообразования был недостаточно выражен. Учитывая современные климатические особенности территории, а именно жаркое, засушливое лето и достаточно морозную зиму, можно заключить, что осадки, формировавшиеся последние 500 лет, образовались в условиях криоаридного климата.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Результаты выполненного исследования позволили установить, что глинистый компонент осадков озера Усколь представлен эпигенетически образованными минералами: кальций-магниевым и натрийсодержащим монтмориллонитом, а также иллитом. В разрезах наблюдается закономерное увеличение содержаний иллита и кальций-магниевого монтмориллонита в нижних частях разрезов и, соответственно, уменьшения концентраций натрийсодержащего монтмориллонита. Можно полагать, что монтмориллонит образовался вследствие разрушения полевых шпатов и анальцима. Далее в условиях щелочной среды озера монтмориллонит эволюционировал через ряды смешаннослойных образований в иллит.
Учитывая данные особенности минералообразования и скорость накопления осадков, можно предположить, что в течение последних 500 лет осадконакопление происходило в условиях криоаридного климата.
Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ в рамках научного проекта № 19-35-90056.
Acknowledgments: The reported study was funded by RFBR, project number 19-35-90056.
Список литературы
Акульшина Е.П. Глинистые минералы как показатели условий литогенеза. Новосибирск: Наука, 1976. 191 с.
Дриц В.А., Коссовская А.Г. Глинистые минералы: смектиты, смешанослойные образования. Москва: Наука, 1990. 214 с.
Дриц В.А., Коссовская А.Г. Глинистые минералы: слюды, хлориты. Москва: Наука, 1991. 175 с.
Зхус И.Д. Глинистые минералы и их палеогеографическое значение. Москва: Наука, 1966. 279 с.
Котельников А.Д., Макаренко Н.А., Дербан А.Г., Котельникова И.В., Филимонов А.Н., Сатаев Ф.Р., Третьяк А.И., Кренида О.А., Козулина Т.В. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200е000. Издание второе. Серия Минусинская. Лист N-46-XIX (Усть-Бюрь). Объяснительная записка. Санкт-Петербург: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2018. 330 с.
Лучицкий И.В. Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межгорного прогиба. Москва: АН СССР, 1960. 276 с.
Плюснина И.И. Физико-химические особенности эволюции дисперсных систем в корах выветривания, в седименто- и литогенезе. Москва: Физический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова, 2011. 392 с.
Рентгенография основных типов породообразующих минералов (слоистые и каркасные силикаты) / Под ред. В.А. Франк-Каменецкого. Ленинград: Недра, 1983. 359 с.
Рогозин Д.Ю. Меромиктические озера Северо-Минусинской котловины: закономерности стратификации и экология фототрофных серных бактерий. Красноярск: ИФ СО РАН, 2018. 241 с.
Соколова Т.А., Дронова Т.Я., Толпешта И.И. Глинистые минералы в почвах. Тула: Гриф и К, 2005. 336 с.
Солотчина Э.П. Структурный типоморфизм глинистых минералов осадочных разрезов и кор выветривания. Новосибирск: Гео, 2009. 234с.
Хрущева М.О., Тишин П.А., Чернышов А.И. Геохимическая характеристика рассолов и современных эвапоритов урочища Талое озеро (Республика Хакасия) // Изв. Иркутского государственного университета. Серия Науки о Земле. 2019. Т. 30. С. 130–140.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Записки Российского минералогического общества