Глиняный минерал – Происхождение
Сообщалось о всех типах глинистых минералов в почвах. Аллофан, имоголит, гидратированный галлуазит и галлуазит являются доминирующими компонентами вando почвы, которые представляют собой почвы, образованные на вулканическом пепле. Смектит обычно является единственным доминирующим компонентом ввертисоли – глинистые почвы. Смектит и иллит , иногда с небольшими количествами каолинита , встречаются вмоллизоли – степные черноземные почвы. Иллит, вермикулит , смектит, хлорит и переслаивающиеся глинистые минералы встречаются вподзолистые почвы. Сепиолит и палыгорскит были отмечены в некоторыхаридизоли (пустынные почвы), а каолинит является доминирующим компонентом оксизолей (латеритные почвы). Минералы глины, кроме упомянутых выше, обычно встречаются в различных почвах в качестве второстепенных компонентов, унаследованных от исходных материалов этих почв.
Почвы, состоящие из иллита и хлорита, лучше подходят для сельскохозяйственного использования, чем каолинитовые почвы из-за их относительно высоких ионообменных свойств и, следовательно, их способности удерживать питательные вещества для растений.
Осадки, накапливающиеся в неморских условиях, могут иметь глинисто- минеральный состав любого типа . В системе реки Миссисипи , например, смектит, иллит и каолинит являются основными компонентами в верховьях рек Миссисипи и Арканзас, тогда как хлорит, каолинит и иллит являются основными компонентами в реках Огайо и Теннесси. Таким образом, в отложениях в Мексиканском заливе , как средневзвешенное значение, главными компонентами глинистого минерального состава являются смектит, иллит и каолинит. Хотя каолинит, иллит, хлорит и смектит являются основными глинистыми минеральными компонентами глубоководных отложений, их составыварьироваться от места к месту. В целом иллит является доминирующим глинистым минералом в северной части Атлантического океана (более 50 процентов), в то время как смектит является основным компонентом в южной части Тихого и Индийского океанов.
В сильно засоленных условиях в пустынных районах, как и в почвах, палыгорскит и сепиолит также образуются в озерах и эстуариях (перимариновые среды).
Древние отложения
Анализ многочисленных древних отложений во многих частях мира показывает, что смектит гораздо менее распространен в отложениях, образовавшихся до мезозойской эры (от 251 млн до 65,5 млн лет назад), за исключением отложений пермского периода (от 299 млн до 251 миллион лет назад) и каменноугольный период (от 359,2 миллиона до 299 миллионов лет назад), когда он был относительно многочисленен.
Имеющиеся данные также предполагают, что каолинит менее распространен в очень древних отложениях, чем в отложениях, отложившихся после девонского периода (416–359,2 млн лет назад).
Другими словами, очень старые глинистые (богатые глиной) отложения, называемые физилитами, состоят в основном из иллита и хлорита. Палыгорскит и сепиолит не были обнаружены в отложениях старше раннего кайнозоя, т. Е. Возрастом более 65,5 миллионов лет.
Каолинит и иллит были зарегистрированы в различных угли .Бентонит обычно определяется как глина, состоящая в основном из смектита, которая встречается в отложениях пирокластических материалов в результате расстекловывания вулканического пепла на месте.
Осадки, пораженные диагенез
По мере того, как температура и давление увеличиваются с прогрессом диагенеза, глинистые минералы в отложениях в этих условиях меняются на те, которые стабильны в данных условиях. Следовательно, некоторые чувствительные глинистые минералы могут служить индикаторами различных стадий диагенеза. Типичными примерами являются кристалличность иллита, политипы иллита и хлорита и превращение смектита в иллит. Данные показывают, что смектит преобразовался в иллит через межслойные минеральные фазы иллит-смектит по мере развития диагенетических процессов.
Много детальных работ было посвящено изучению превращения смектита в иллит в нижнекайнозойско-мезозойских отложениях, поскольку такое превращение, по-видимому, тесно связано с нефтедобывающими процессами.
Гидротермальные месторождения
Все глинистые минералы, за исключением палыгорскита и сепиолита, были обнаружены как продукты изменений, связанных с горячими источниками и гейзерами, и как ореолы вокруг металлосодержащих отложений. Во многих случаях естьзональное расположение глинистых минералов вокруг источника гидротермальных изменений, процесс, который включает изменения в составе горных пород, вызванные гидротермальными растворами. Зональное расположение меняется в зависимости от типа материнской породы и природы гидротермального раствора. Протяженная зона каолинита встречается вокруг олово-вольфрамового рудника в Корнуолл-Девон, Англия. Слюда (серицит), хлорит, тосудит, смектит и слюдяно-смектитовые переслаивания содержатся в обширной глинистой зоне, сформированной в тесной ассоциации с месторождениями куроко (черной руды).
определение и синонимы слова Illit в словаре немецкий языка
ILLIT – определение и синонимы слова Illit в словаре немецкий языкаEducalingo использует cookies для персонализации рекламы и получения статистики по использованию веб-трафика. Мы также передаем информацию об использовании сайта в нашу социальную сеть, партнерам по рекламе и аналитике.
ЭТИМОЛОГИЯ СЛОВА ILLIT
neulateinisch; nach dem Vorkommen im nordamerikanischen Bundesstaat Illinois. Этимология это наука о происхождении слов и изменении их конструкции и значения.
ПРОИЗНОШЕНИЕ СЛОВА ILLIT
ГРАММАТИЧЕСКАЯ КАТЕГОРИЯ СЛОВА ILLIT
существительное
прилагательное
ЧТО ОЗНАЧАЕТ СЛОВО ILLIT
Нажмите, чтобы посмотреть исходное определение слова «Illit» в словаре немецкий языка. Нажмите, чтобы посмотреть автоматический перевод определения на русский языке.Илит
Illit
Illit – это название серии глинистых минералов.
Название происходит от американского штата Иллинойс, где Illit был впервые описан. Это трехслойные слоистые силикаты, состоящие из слоя алюминий-октаэдр и двух окружающих слоев силикатного тетраэдра. Они структурно очень похожи на слюду и также образованы из них, а также других силикатов. Иллиты возникают преимущественно из смектитов за счет включения калия между слоями во время диагенеза осадков. Общая сводная формула составляет K0,65Al2,0Al0,65Si3,35O102. В отличие от истинной слюды, такой как мусковит или биотит, наблюдается дефицит заряда в промежуточных слоях из-за небольших количеств калия, которые включены там. Illit образуется во время химического выветривания мусковита, а также из полевого шпата и других минералов, богатых алюминием. Иллит – очень распространенный минерал в пелитах и истых породах. Изменения кристаллической решетки с ростом температуры и давления используются для оценки глубины погружения осадочных пород, так называемой иллитовой кристалличности. 
Der Name stammt von dem US-amerikanischen Bundesstaat Illinois, wo Illit erstmals beschrieben wurde. Es sind dreischichtige Schichtsilikate, bestehend aus einer Aluminium -Oktaeder-Schicht und zwei umgebende Silikat -Tetraederschichten. Sie sind den Glimmern strukturell sehr ähnlich und entstehen auch aus diesen, sowie anderen Silikaten. Illite entstehen vorwiegend aus Smectiten durch den Einbau von Kalium zwischen den Schichten während der Diagenese von Sedimenten. Die allgemeine Summenformel lautet K0,65Al2,0Al0,65Si3,35O102. Im Gegensatz zu den echten Glimmern wie Muskovit oder Biotit, befindet sich ein Ladungsdefizit in den Zwischenschichten, das durch die geringen Kaliummengen, die dort eingebaut sind, bedingt wird. Illit bildet sich bei der chemischen Verwitterung von Muskovit, aber auch von Feldspäten und weiteren aluminiumreichen Mineralen. Illit ist ein sehr häufiges Mineral in Peliten und Schluffsteinen. Veränderungen im Kristallgitter bei steigenden Temperaturen und Drücken werden zur Abschätzung der Versenkungstiefe sedimentärer Gesteine genutzt, die sog.
Illitkristallinität.
Значение слова Illit в словаре немецкий языка
слюдяной глинистый минерал. ein glimmerartiges Tonmineral.
Нажмите, чтобы посмотреть исходное определение слова «Illit» в словаре немецкий языка. Нажмите, чтобы
СЛОВА, РИФМУЮЩИЕСЯ СО СЛОВОМ ILLIT
Apophylli̲t , auch: […ˈlɪt]
Astrophylli̲t , auch: […ˈlɪt]
Balli̲t , auch: […ˈlɪt]
Bi̲osatellit, auch: […ˈliːt), […ˈlɪt]
Carnalli̲t, Karnalli̲t , auch: […ˈlɪt]
E̲rdsatellit [ˈeːɐ̯tzatɛliːt]
Fọrschungssatellit [ˈfɔrʃʊŋszatɛliːt]
Kịllersatellit [ˈkɪlɐzatɛliːt]
Kommunikatio̲nssatellit [kɔmunikaˈt͜si̯oːnszatɛliːt]
Kristalli̲t , auch: […ˈlɪt]
Melli̲t , auch: […ˈlɪt]
Phylli̲t , auch: [fʏˈlɪt]
Satelli̲t , auch: […ˈlɪt]
Tilli̲t , auch: […ˈlɪt]
Wẹttersatellit [ˈvɛtɐzatɛliːt]
Zelli̲t , auch: […ˈlɪt]
falli̲t , auch: […ˈlɪt]
Синонимы и антонимы слова Illit в словаре немецкий языка
Перевод слова «Illit» на 25 языков
ПЕРЕВОД СЛОВА ILLIT
Посмотрите перевод слова Illit на 25 языков с помощью нашего многоязыкового переводчика c немецкий языка.
Переводы слова Illit с немецкий языка на другие языки, представленные в этом разделе, были выполнены с помощью автоматического перевода, в котором главным элементом перевода является слово «Illit» на немецкий языке.Переводчик с немецкий языка на
китайский язык Illit1,325 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
испанский язык illit570 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
английский язык Illit510 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
хинди язык Illit380 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
арабский язык عيليت280 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
русский язык Илит278 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
португальский язык Illit270 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
бенгальский язык Illit260 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
французский язык Illit220 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
малайский язык Illit190 миллионов дикторов
немецкий Illit
180 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
японский язык Illit130 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
корейский язык Illit85 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
яванский язык Illit85 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
вьетнамский язык Illit80 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
тамильский язык Illit75 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
маратхи язык Illit75 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
турецкий язык Illit70 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
итальянский язык Illit65 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
польский язык Illit50 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
украинский язык іліт40 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
румынский язык Illit30 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
греческий язык Illit15 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
африкаанс язык Illit14 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
шведский язык Illit10 миллионов дикторов
Переводчик с немецкий языка на
норвежский язык Illit5 миллионов дикторов
Тенденции использования слова Illit
ТЕНДЕНЦИИ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ТЕРМИНА «ILLIT»
ЧАСТОТНОСТЬ
Слово используется регулярно
На показанной выше карте показана частотность использования термина «Illit» в разных странах.
Тенденции основных поисковых запросов и примеры использования слова Illit Список основных поисковых запросов, которые пользователи ввели для доступа к нашему онлайн-словарю немецкий языка и наиболее часто используемые выражения со словом «Illit».
ЧАСТОТА ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ТЕРМИНА «ILLIT» С ТЕЧЕНИЕМ ВРЕМЕНИ
На графике показано годовое изменение частотности использования слова «Illit» за последние 500 лет. Формирование графика основано на анализе того, насколько часто термин «Illit» появляется в оцифрованных печатных источниках на немецкий языке, начиная с 1500 года до настоящего времени.
Примеры использования в литературе на немецкий языке, цитаты и новости о слове Illit
КНИГИ НА НЕМЕЦКИЙ ЯЗЫКЕ, ИМЕЮЩЕЕ ОТНОШЕНИЕ К СЛОВУ
«ILLIT» Поиск случаев использования слова Illit в следующих библиографических источниках.
Книги, относящиеся к слову Illit, и краткие выдержки из этих книг для получения представления о контексте использования этого слова в литературе на немецкий языке.Interviews des Autors mit anonymen Gesprächspartnern in Beitar Illit Central Bureau of Statistics, »Population in Municipalities and Local Councils«, www.cbs. gov.il/ishuvim/ishuv2009/table7.xls, zuletzt besucht am 1. Mai 2012. Modi’in Illit …
2
Sekundärsetzung in reinen Tonen: Untersuchungen zur …CL-Oedometer Versuche mit verschiedenen Sedimentationsformen 5.3.4.1 Versuche mit Illit Herstellung der dispergierten Proben Der Illit wurde zuerst gemörsert, dann wurde die Fraktion < 0.025mm abgesiebt. Diese Feinfraktion wurde mit …
3
Untersuchungen zum Verschmutzungsverhalten rheinischer … Reaktionen von Silikaten Durch Temperaturerhöhung wird bei Tonmineralen wie Illit ((K,h3O)Al2[(OH)2/(Si3Al)O10]), Montmorillonit ((Al,Mg)2[(OH)2/Si4O10](Na,
Ca)x x nh3O) und Kaolinit (Al4[(OH)8/Si4O10]) zunächst das in .
..
Die einzelnen Schichtpakete werden im Kristall über Van-der-Waals-Kräfte (Talk, Pyrophyllit), über Wasserstoffbrücken (Kaolinit, Halloysit) oder über Zwischenschichtionen, wie K* und Mg2+, zusammengehalten (Illit, Vermiculit).
5
Lonely Planet Reiseführer NeuseelandLos geht’s illit dem 43 m—Bungee—Sprung (Erw./Kind 95/ 80 NZSIS) lind Swoop (Erw./ Kiild 49/35 NZS). Die Schaukel, in der man 130 kill/h erreicht, kann man sowohl alleiile oder illit Freunden genießen. Wenl das noch nicht reicht, auf den …
Charles Rawling-Way, 2013
6
Allgemeine Geomorphologie: Textteil u. gesonderter Bilderteil Der Unterschied zwischen Illit und Montmorillonit kann deswegen als Ausdruck
verschiedener Gefügelockerung in einem kontinuierlichen Verwitterungsvorgang
silikatischen Materials aufgefaßt werden.
Tatsächlich ist es gelungen, mit …
7
Lonely Planet E-Book PDF Norwegen ReiseführerPotteriet Roms KERAMIK (www.potteriet-roros.no, auf Norwegisch; Fargarveien 4 ; G)MO—R 10—16, Sa 11—17 Uhr) Hier wird Keramik illit traditiorlellenl Design aus ganz Trondelag verkauft sowie einige kreative, moderne Stücke.
8
Allgemeine geschichte der philosophieDie Verbint’luilg dieser beiden Allisdrüeke inaellt es deill Verfasser illöglicll, bei volleill Festhalten all der idealistiselien Grundansehauung des Vial-finta die Gunalellrc des Sai’lkhvasysteins ill ailsgiebiger \Veise lierailzuziclieii. liill illit ihrer …
9
Die Stadt und die Stadt: Roman Hätte er genau die Worte gesagt, die mein geheimnisvoller Anrufer gebraucht
hatte, möglichst in demselben Alt—Illit, wäre es leichter gewesen, ihn zweifelsfrei
zu identifizieren.
fx”** in illit locis principem; & Chàldaeus Paraphra- stes principem Madian ; quod videlicet
utro- que munere fungeretur, regendo populum, oc numini hostias immolando.
НОВОСТИ, В КОТОРЫХ ВСТРЕЧАЕТСЯ ТЕРМИН «ILLIT»
Здесь показано, как национальная и международная пресса использует термин Illit в контексте приведенных ниже новостных статей.Initiative To Launch A Women’s Hatzalah In Modi’in Illit Receives …
There is an initiative in Modi’in Illit to launch a Women’s Hatzalah in the chareidi city. according to persons involved, the initiative has received a bracha from … «Yeshiva World News, Сен 16»
Betar Illit men arrested for bribing Hadassah doctors
One of the arrested men, Netanel Jacob, is a known figure in the haredi community.
Both men are from the haredi town of Betar Illit. Be the first to know – Join our … «Jerusalem Post Israel News, Сен 16»
Infant left on bus in Modiin Illit
The father of the infant, a resident of Modiin Illit, has been detained by the … Earlier, a two year-old toddler was found wandering the streets of Modiin Illit alone. «Arutz Sheva, Авг 16»
Beitar Illit: Let’s Leave Bus Service As Is
YERUSHALAYIM – After years of suffering from poor public transportation, Beitar Illit finally has service it can be proud of, city fathers say, and they want to keep it … «http://hamodia.com, Авг 16»
Eighteenth-century Ottoman settlement unearthed in Beitar Illit
.
.. Civil Administration unearthed an eighteenth-century Ottoman village in the context of developmental work in the modern town of Beitar Illit south of Jerusalem … «Arutz Sheva, Авг 16»
18-Month-Old Modi’in Illit Girl Dies: Parents Under Investigation
An 18-month-old Modi’in Illit girl died in the hospital after being taken to the hospital last week, on Thursday, 29 Tammuz, after losing consciousness at home. «Yeshiva World News, Авг 16»
Betar Illit Mayor Wants Additional Inspection Booths Operating On …
Betar Illit Mayor Rav Meir Rubinstein is concerned with the chronic issue of prolonged delays for motorists leaving Gush Etzion and entering the capital via the … «Yeshiva World News, Июл 16»
Former Knesset CEO to serve as Mayor of Nazareth Illit
After more than half the votes have been counted, it appears that former Knesset CEO Ronen Plot has defeated his opponent Netanel Twito in the mayoral .
.. «Arutz Sheva, Июн 16»
Celebrating Lag Ba’omer at Beitar Illit
The holiday commemorates the death of renowned Jewish scholar Shimon Bar Yochai in the second century CE. By Gil Cohen-Magen May 25, 2016. «Haaretz, Май 16»
Demonstrators try to bar Rabbi Amnon Yitzhak from Modiin Illit
Popular ‘kiruv rabbi’ and speaker Rabbi Amnon Yitzhak was scheduled to address residents of the haredi town of Modi’in Illit Monday night, an event that at first … «Arutz Sheva, Май 16»
ССЫЛКИ
« EDUCALINGO. Illit [онлайн]. Доступно на <https://educalingo.com/ru/dic-de/illit>. Окт 2021 ».
Местные – известные
Несмотря на то, что Нацрат иллит – город небольшой, многие его жители известны далеко за пределами Израиля.
В нашем городе живет много чемпионов разных видов спорта, много деятелей культуры с мировым именем – уроженцы или жители Нацрат Иллита, есть целая плеяда научных работников, и прочая, и прочая. Известность у них разной степени значимости, в разных областях и в разных регионах, но не это главное. Самое важное в том, что мы гордимся тем, что живем с ними в одном городе..
Среди прочих таких жителей можно рассказать и о Элле Олевсон-Даян – востребованным на территории бывшего СССР русскоязычном публицисте.
Предлагаем почитать одну из ее статей – об Израиле.
Миллиметр на глобусе
Иногда ловлю себя на мысли, что Израиль является некоей коллекцией, в которой сосредоточены “экспонаты”, олицетворяющие большинство естественных явлений климата, рельефа и стихий нашей планеты, а также природных и человеческих ресурсов.
Пожалуй, многим известны учрежденные по всему миру парки в стиле “мини”, представляющие обзору туристов миниатюрные макеты всех самых замечательных архитектурных и природных объектов данной страны.
Посетив эти дивные парки, можно увидеть на небольшой территории все самое уникальное, что есть в этих краях. Так вот, по аналогии с этими парками, я предлагаю назвать Израиль “Мини-планетой Земля”! Ухмыляетесь? Хихикаете? Так я сейчас попробую доказать вам, что Израиль вполне может претендовать на такое звание.
Эта феноменальная Страна неспроста предназначена избранному народу, ведь Творец наделил ее почти всем, что есть уникального на Земле. “Страна, сочащаяся молоком и медом” – это не просто метафора. В этих словах наши мудрецы находят многогранный, как и сама Тора[1], смысл: молоко – это и плодородная земля, произрастающая маслины, злаки и сочную зелень, пищу для богатых стад, и сами стада. Стада – это обильная пища для людей; шерсть, кожи. Люди – это творящая сила. Мед – это богатейшая почва для финиковых пальм и фруктовых деревьев. Если мед представляет собой густой нектар плодов и цветов, то и Израиль является сгустком всего самого значительного, что есть в Мире.
Подумать только: государство, площадь которого всего 22 тыс. кв. километров (ровно в два раза меньше площади Московской области!), обладает такими несметными богатствами и изобилием! Словно некий собиратель ценностей и раритетов, исколесив всю нашу планету вдоль и поперек, насобирал понемножку со всего света, и поместил все эти находки на столь малюсеньком ломтике Средиземноморья.
Только здесь, на этом крошечном кусочке планеты, который на Глобусе занимает миллиметровую точку, умещаются и сочетаются парадоксально противоположные силы природы: пустыни, и в считанных километрах от них – моря, ручьи, озера, бурлящие горные потоки, где можно совершать головокружительные спуски на каяках. Сорокаградусную жару Тверии можно, проехав лишь тридцать километров, сменить на прохладу Цфата или Нацрат-Иллита, где температура на целых десять-двенадцать градусов ниже. Двадцатиградусная теплынь зимнего центра Израиля не мешает совершать лыжные спуски по заснеженному Хермону[2] на севере.
Спокойное возлежание на глади Мертвого моря в феврале может последовать всего через день после выпавшего в Иерусалиме снега. Причем эти регионы Израиля разделяет всего час езды на автомобиле. Спокойный бриз Изреельской долины через двадцать пять минут езды уступает место ураганному ветру побережья, а печной жар хамсина[3] окутает вас, если вы совершите короткую поездку южнее.
В Израиле есть все! Моря – целых два – Средиземное и Красное. В водах Красного моря притаился коралловый риф, поражающий своей редкостной красотой. Озера есть, тоже два – Кинерет и Мертвое море (которое, по сути, является озером). Реки наши, включая знаменитый Иордан, особо полноводными, к сожалению, не назовешь, но факт остается фактом: они в Израиле есть. Водопады ниспадают с высоких скал. До сих пор остались замшелые болота, большинство из которых было высушено легендарными пионерами-сионистами[4] на заре двадцатого столетия.
Горные цепи и гладкие долины – пожалуйста. Сталактитовая пещера, которых насчитывается не более трех десятков во всем мире, тоже присутствует.
Снежная вершина – к вашим услугам. Причем высота Хермона лишь на сто метров уступает высоте знаменитого Олимпа. Даже вулканы у нас есть, спящие, к счастью. Пустыни – в наличии. Природные минеральные источники – водятся, и не в единственном экземпляре.
В Израиле имеются два превосходных природных термальных источника – в Тверии, и в Хамат Гадере. Горячая вода, бьющая ключом из земных недр, собирается в бассейны, открытые для общественности. Эти мини-курорты круглый год притягивают к себе сотни тысяч израильтян и иноземных туристов, и являют для них источник сил, молодости энергии. Как и следует ожидать от горячего источника, вода в нем не простая, а “живая”, ведь она обладает редкостным составом минералов и солей и лечебными свойствами.
Как не упомянуть единственный в своем роде феномен – Мертвое море. Самая низкая точка на земном шаре, самая уникальная по содержанию минералов и солей вода, и самая богатая по составу лечебная грязь. И, заметьте, это “самое” – тоже у нас!
Лесами Израиль небогат, но достаточно одного Кармельского леса, да множества эвкалиптовых и кедровых рощ, чтобы мы с гордостью могли сказать – у нас прекрасные лесные насаждения!
Пропастей и других эрозий почвы – полно.
К примеру, кратер Рамон, являющийся геологическим заповедником Израиля размерами 40 на 9 километров, ничем не хуже американского Гранд Каньона. Конечно, имеется в виду сравнительные масштабы обоих по отношению к государству, в котором они находятся: ли учесть, что площадь Гранд Каньона “всего” в десять раз больше Рамона, а площадь самой Америки аж в четыреста раз больше площади Израиля, то наш Рамон занимает намного более значительную территорию на земле Израиля, чем Гранд Каньон в Америке. Так-то!
Климат в Израиле, официально считающийся субтропическим, на самом деле варьируется от тропического до умеренного-европейского. Напоминаю – речь идет о мизерном кусочке земли площадью всего 22 тыс. кв. километров!
Растительный и животный мир богат и разнообразен. Флора – от колючих кактусов пустыни до кедров, сосен, и можжевельников, а фауна – от обитателей африканских саванн, до особей, родственники которых населяют леса северной Европы или Америки. В Израиле обитают более 100 видов млекопитающих, 500 видов птиц и 100 видов рептилий.
Для сравнения: в России, площадь которой почти в тысячу раз больше площади Израиля, водятся 320 видов млекопитающих (всего в три раза больше), 730 видов пернатых, и 70 видов рептилий.
Цунами мы, к счастью, пока не видели, но сейсмологи уверены, что и его визит в Израиль запланирован. Землетрясения бывают, а извержения спящих пока вулканов тоже прогнозируются. По побережью Мертвого моря время от времени распахивают свои пасти карстовые воронки и провалы – явления тоже не из обычных на земном шаре.
Почва Израиля, по мнению геологов, считается одной из самых богатых в мире по своим составляющим. Когда я приехала в Израиль, мне посчастливилось познакомиться с одним очень интересным человеком, геологом, кандидатом наук из России. Он, как и я, был новым и зеленым репатриантом, и любимым его занятием было совершать пешие прогулки по полям и весям Изреельской Долины. Сказанное им замечание запомнилось мне на всю жизнь: “В Израиле такая уникальная почва, что, воткни в нее сухую, выкопанную археологами окаменелую палку, ты узнаешь, каким деревом она была.
Как? Да очень просто! Она пустит корни и расцветет…”. Сегодня, как садовод-любитель, я была бы счастлива стать свидетелем такого чудесного возрождения окаменелой деревяшки, ведь даже при всем моем старании многие мои растениеводческие опыты заканчиваются плачевно, но стоит учесть одно но: он-то, геолог этот, имел в виду исконную, необработанную, девственную почву Земли Израиля, а не суррогат, хоть и обогащенный минералами, которые мы покупаем в пакетах и которым наполняют приусадебные участки при строительстве домов. В любом случае, до недавнего времени считалось, что земля Израиля лишена нефти и газа – главных богатств современного мира, но и это оказалось ошибкой: открытые несколько лет назад месторождения нефти и газа в недрах этой земли поставила и Израиль на карту нефтедобытчиков.
Завершив тему природных ресурсов Израиля, поговорим о духовных и человеческих. В Израиле есть ИЕРУСАЛИМ! Уникальнейшая в мире историческая колыбель трех крупнейших религий, каждая из которой претендует назвать его исключительно своим личным достоянием.
По культурным достопримечательностям Израиль не уступает любому другому передовому государству – у нас театры, оркестры, музеи, академия искусств. На катках Холона и Метулы и даже огненно-жаркого Эйлата можно покататься на коньках. Пять крупных зоопарков, один из них – Сафари; обезьяний питомник, парк кенгуру, крокодилий питомник и птичий заповедник. Есть богатейший ботанический сад. Планетарий тоже в наличии. А продукция израильской киноиндустрии даже отмечена американской киноакадемией и завоевала Оскар.
По научным достижениям мы даже превосходим некоторые величайшие державы мира. На 8 миллионов населения в Израиле семь университетов и более сотни институтов и академических колледжей. OECD опубликовала десятку самых “образованных” стран мира за 2010 год, и Израиль занял в этом списке второе место – 46% населения имеет высшее образование. Канада заняла первое место (51%), Япония – третье (45%), далее идут: США, Новая Зеландия, Южная Корея, Британия, Финляндия, Австралия, Ирландия.
Не каждое передовое государство может похвастаться наличием ядерного реактора, а наш, в Димоне, считается один из самых модернизированных и засекреченных в мире.
Угадайте, друзья, какое название завоевал Израиль на мировом информационном рынке за последнее десятилетие? Start-up nation! У нас самое большое количество старт-ап компаний на душу населения, но не это главное – не количество, а то, что именно израильтяне являются авторами одних из самых популярных старт-ап технологий и изобретений, купленных другими странами.
Теперь об уникальности нашего населения. В Израиле проживают выходцы из всех континентов. Даже не распределяя еврейское населения на страны исхода, можно заметить, что расовое представительство нашего многострадального народа включает все основные стволы рас человека – европеоидную, негроидную (эфиопские евреи), монголоидную (“сыны Менаше”[5]). Историческим жителями этой земли являются этнические евреи, арабы, друзы, черкесы, бедуины, самаритяне, караимы.
А если приплюсовать к этим группам всех прибывших с репатриационными волнами, либо по нуждам трудоустройства со всех уголков планеты неевреев, то получится, что население Израиля пестрит самым многочисленным спектром народностей и переходных рас и подрас, не уступая в этом даже Америке.
Израиль входит в первую тридцатку стран мира, наиболее притягивающих туристов, и это несмотря на нестабильность в сфере безопасности и не очень- то завидную репутацию на мировой арене как страны, к которой большая часть населения мира относится неприязненно.
Израиль – это вообще почти самое значительное государство мира. Знаете, почему? Конечно, знаете! Ни один выпуск новостей, в любой стране мира, не обходится без упоминания об Израиле. Число ссылок на Израиль в мировой прессе и в сети уступает разве только числу ссылок на США. А какое еще государство в мире может похвастаться тем, что на огромном экране на Тайм-сквере в Нью-Йорке транслируются результаты экзит-полла – оперативного телевизионного прогноза выборов в Парламент, в прямом эфире! Даже драматические выборы президентов Франции или России вряд ли удостоились такого интереса мировой общественности, как вопрос – кто же станет главой правительства Израиля.
Итак, убедила я вас, что Израиль можно назвать “Мини-планетой Земля”, поскольку здесь присутствуют примеры всех самых примечательных опусов Создателя на нашей планете? Единственное, чего никогда не будет в Израиле, так это Северного Сияния и айсбергов, но, я думаю, это можно простить нашему Творцу. Ведь должно же остаться хоть что-то уникального и неповторимого и в других уголках планеты!
[1]Тора – Пятикнижие Моисеево – свод и кодекс законов и предписаний, данных Творцом еврейскому народу и записанный Моисеем. Основа основ Иудаизма. Каждая буква Торы имеет значение и толкование. Чудесным образом оригинальный текст Торы сохранился в первозданном виде с момента ее дара еврейскому народу после исхода из Египта. В Иудаизме распространено выражение – “Семьдесят ликов Торы”, что делает ее многогранной и многоликой.
[2] Хермон – Горный Массив на севере Израиля, на границе с Сирией и Ливаном, длиной 60 км.
Израилю принадлежит 7% общей площади массива, а самая высшая его точка в Израиле – 2236 м. над уровнем моря. Является и самой высокой горой в Израиле.
[3] Хамсин – название ветра – горячего и пыльного, характерного для стран Ближнего Востока и северо-востоке Африки. Наблюдается в период весеннего равноденствия, длительностью в 50 дней (хамсин – 50 на Арабском).
[4] Сионист – сторонник движения по объединению и воссоединению еврейского народа и заселению земли Израиля. От слова Сион – одного из названий Иерусалима.
[5] Сыны Менаше – сыны Менассии – этническая группа выходцев из Индии, представителей народов куки, мизо и чин, в индийских штатах Манипур и Мизорам, которые считают себя потомками колена Менассии, сына Йосефа, и живут в соответствии с еврейской традицией. Бней (сыны) Менаше проживают в Индии, а теперь и в Израиле. Для того, чтобы получить право на репатриацию в Израиль, им необходимо пройти процесс гиюра (официального и церемониального принятия Иудаизма, заверенного авторитетными раввинской коллегией).
Их насчитывается свыше 6 тысяч человек. Характерные черты внешности: рост ниже среднего, смуглая кожа, и зауженные глаза.
(PDF) PHYSICOCHEMICAL MODELING OF THE MINERAL COMPOSITION OF BOTTOM SEDIMENTS
214
2. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ГИДРОГЕОХИМИЧЕСКИХ
И РУДООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ В СИСТЕМЕ ВОДА±ПОРОДА
DOI:
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
ДОННЫХ ОСАДКОВ
Ощепкова А.В., Бычинский В.А., Чудненко К.В.
Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, г. Иркутск, Россия, e-mail: [email protected]
АННОТАЦИЯ. На основе данных химического состава осадков программным комплексом «Селектор» рассчитан ми-
неральный состав донных отложений озер Байкал, Хубсугул и Баунт. Установлены тенденции изменения как соотно-
шений минералов в донных осадках, так и состава самих твердых растворов, совпадающие с геологическими и клим а-
тическими изменениями в Центрально-Азиатском регионе в позднем кайнозое.
Изучение ассоциации слоистых сили-
катов позволило определить условия выветривания, преобладающие в различные периоды в водосборном бассейне.
На основе идеальной модели твердого раствора получены сводные стехиометрические формулы иллитов, хлоритов,
иллит-смектитов, полевых шпатов.
1. ВВЕДЕНИЕ
Изучение осадков озер Байкальской рифто-
вой зоны позволяет проследить изменение кли-
мата и окружающей среды в позднем кайнозое
в Центральной Азии. Многочисленные иссле-
дования проводились в рамках программ «Бай-
кал-бурение» и «Хубсугул-бурение» и основ-
ной акцент был сделан на расшифровку геоло-
го-геохимических сигналов, записанных в дон-
ных осадках озер.
Важной частью комплексного подхода к па-
леоклиматическим реконструкциям является
изучение минерального состава осадочных
толщ, в том числе их глинистого компонента. К
глинистым минералам следует относить слои-
стые алюмосиликаты, образующиеся преиму-
щественно при химическом выветривании по-
род, а также при постседиментационном преоб-
разовании донных отложений.
Установлено, что грубозернистые отложения
формируются в периоды похолодания, когда пре-
обладают процессы физической эрозии, в усло-
виях теплого климата активизируются процессы
химического выветривания, в которых образуют-
ся глинистые минералы, содержание которых в
осадках определяются трудоемкими и долговре-
менными методами рентгенофазового или петро-
графического анализов. Методом математическо-
го моделирования рентгеновских дифракцион-
ных (XRD) профилей в байкальских донных
осадках были обнаружены глинистые минералы:
иллит-смектит, иллит, хлорит, мусковит, хлорит-
смектит, каолинит; и неслоистые – кварц и пла-
гиоклазы (преимущественно альбит). В следовых
количествах встречаются калиевый полевой
шпат, амфибол [2, 3]. Было показано, что высокое
содержание в осадках обломочных минералов
мусковита, хлорита, а также плагиоклазов, свиде-
тельствует о похолодании климата, а возрастание
содержания глинистых минералов – иллитов и
иллит-смектитов, характерно для теплых клима-
тических эпох.
При этом минералогические ис-
следования многометровых осадочных разрезов –
очень дорогостоящий и занимающий много вре-
мени процесс. К настоящему моменту рентгено-
фазовым анализом, характеризующим минерало-
гию, исследовано ограниченное число проб [2, 3].
Математические методы позволяют рассчи-
тывать минеральный состав на основании дан-
ных химического анализа. Была создана уни-
версальная физико-химическая модель донных
осадков, сформированных в котловинах Бай-
кальской рифтовой зоны. Рассчитанный мине-
ральный состав является основой для поиска и
расшифровки сигналов, свидетельствующих об
изменении климата в прошлом.
2. ОСОБЕННОСТИ ПРИМЕНЕНИЯ
МЕТОДА ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКОГО
МОДЕЛИРОВАНИЯ ПРИ РЕШЕНИИ
ЗАДАЧИ РАСЧЕТА МИНЕРАЛЬНОГО
СОСТАВА
Расчет минерального состава озерных осад-
ков выполнен методом физико-химического
моделирования (ФХМ) на программном ком-
плексе (ПК) «Селектор» [4].
Используя принцип частичного равновесия,
процесс необратимого растворения и замеще-
ния горной породы расчленяется на последова-
тельные элементарные этапы. На каждом эле-
ментарном этапе процесса решается одна зада-
Глинистые минералы, входящие в состав почв » Строительство и ремонт: теория и практика
Результаты исследования глинистых минералов, входящих в состав почв различных комплексов, проведенного Александером, Хендриксом и Нельсоном, указывают, что каолинит является преобладающим глинистым минералом, входящим в состав красных и серых подзолистых почв; часто в этих почвах присутствует и иллит, но обычно в количествах меньше 10%. В почвах прерий, как правило, присутствуют иллит и каолинит, причем первый в несколько большем количестве. Небольшие количества монтмориллонита часто встречаются в ортштейновом горизонте почв прерий. В некоторых черноземных почвах, изученных названными авторами, преобладающей составной частью был иллит, но каолинит и монтмориллонит также присутствовали, и приблизительно в равных количествах; в ряде пустынных почв Калифорнии преобладающими глинистыми минералами были иллит и монтмориллонит.
Нокс дал недавно сводку опубликованных в литературе данных по определению глинистых минералов приблизительно для 100 образцов почв. Каолинит был единственным глинистым минералом, зарегистрированным более чем в половине из 20 с лишним красных и желтых подзолов. В остальных подзолах каолинит был преобладающей составной частью, но в них отмечались также небольшие количества иллита и монтмориллонита. Каолинит был зарегистрирован как преобладающая составная часть в 6 из 12 изученных серо-бурых подзолов. Остальные 6 серо-бурых подзолов содержат в переменных количествах иллит и монтмориллонит, а также каолинит. В литературе были опубликованы анализы 6 планозолей, и все они содержали монтмориллонит. Во всех планозолях, кроме одного, присутствовал также иллит, приблизительно в равном с монтмориллонитом количестве, а в двух из них встретился также в небольшом количестве каолинит. Все три исследованные почвы Рендзина содержали иллит, каолинит и монтмориллонит, но в переменных количествах. Каолинит был составной частью всех латеритов, в которых были найдены глинистые минералы.
Нокс приводит анализы глинистых минералов 15 почв прерий; иллит зарегистрирован в 11 из них, монтмориллонит — в 12, а каолинит — лишь в 4 из них. На основании данных Нокса установлено, что, по-видимому, иллит и монтмориллонит являются наиболее характерными глинистыми минералами в почвах прерий.
Работа Нокса определенно показывает преобладание монтмориллонита и иллита в почвах пустынных районов. Монтмориллонит был отмечен во всех 7 черноземных почвах, анализы которых были опубликованы. Отмечено, что иллит имеется в 4 черноземных почвах, а незначительные количества каолинита имеются лишь в 2 из них. Найдено, что иллит — единственный глинистый минерал, входящий в состав 5 из 10 исследованных солонцовых почв. Монтмориллонит отмечен в 5 из них и является преобладающей составной частью 2 из этих почв. Каолинит не был обнаружен ни в одной из солонцовых почв. Иллит присутствовал во всех 5 почвах, названных белыми щелочными и черными щелочными, и был единственным глинистым минералом в 3 из них.
Монтмориллонит присутствовал в 2 из этих щелочных почв, а каолинит совершенно отсутствовал во всех этих почвах.Недавно Уинтерс и Симонсон опубликовали сводку данных о составе глинистых минералов горизонта В больших почвенных комплексов; эти данные соответствуют выводам Нокса. Согласно этим данным, состав горизонта В различных почвенных комплексов следующий: почвы тундр содержат главным образом слюду и (или) глинистые минералы группы монтмориллонита; подзолистые почвы содержат преимущественно иллит, и меньшем количестве — монтмориллонит и случайную небольшую примесь каолинита; латеритные почвы являются преимущественно каолинитовыми, иногда они имеют в своем составе небольшие количества других глинистых минералов; черноземные почвы состоят в значительной мере из иллита и монтмориллонита; почвы пустынь содержат значительное количество монтмориллонита и иллитовых глинистых минералов.
Исследования Милло и автора указывают, что палыгорскит-сепиолитовые глинистые минералы, по-видимому, являются существенными составными частями почв пустынь.
Биверс сообщил дополнительные сведения о составе почв. Согласно этим сведениям, органический материал во многих почвах накапливается только до какого-то определенного максимального количества. Дополнительные количества, превышающие величину равновесия, неустойчивы. Биверс обнаружил, что этот максимум может быть относительно высоким для монтмориллонитовых почв и низким — для каолинитовых.
Современная классификация минералов группы слюд
Обычно полевой геолог считает, что белая слюда – это мусковит, а чёрная слюда – это биотит, и в подавляющем большинстве случаев он оказывается прав. Пока геолог работает в поле, учёный торчит в кабинете и считает совсем по-другому. А я, пытливый коллекционер, сижу в Интернете и ломаю голову, как всё своё слюдяное богатство разложить по полочкам в самом прямом смысле этого слова. А раскладывать и перекладывать камни мне приходится часто – это и есть самая глубинная истинная суть работы коллекционера.
Мы собираем красивые образцы, получаем огромное наслаждение и параллельно изучаем минералогию, глубже познаём природу и геологию. Вот эта моя несистематизированная мини-коллекция слюд и послужила поводом к написанию этой статьи.
Слюды очень эффектны по своему внешнему виду – яркий блеск, разнообразная окраска и интересная листоватая форма кристаллов. Всё это привлекает внимание любителей минералов коллекционировать не только драгоценные камни, но и такие минеральные виды как слюды и гидрослюды, как их ранее именовали. Среди слюд можно встретить огромное разнообразие цветовых вариантов: мусковит и флогопит бесцветны и в тонких пластинках прозрачны. Чистый безжелезистый флогопит бесцветен, водянопрозрачен, но может приобретать оттенки бурого, розового, зелёного цветов, которые обусловлены примесями Fe2+, Mn2+, Cr2+ и др. Железистые слюды по цвету коричневато-красные, тёмно-зелёные и чёрные в зависимости от содержания и соотношения Fe2+ и Fe3+. Лепидолит имеет сиренево-розовую окраску.
При выветривании железистые флогопиты светлеют и окрашиваются в голубой цвет. Жильберит имеет светло-желто-зеленый цветовой окрас. Шерникит – это розовый мусковит, найденный в США. Агрегаты слюд могут иметь форму красивых розетковидных или звездчатых агрегатов, скарлуповидных или крупночешуйчатых образований с размерами чешуек до 1 см. Иногда плотная скрытокристаллическая масса слюд развивающаяся в виде псевдоморфоз по кристаллам полевых шпатов. Слюды – биотит, лепидолит, мусковит – иногда представлены включениями, вызывающими в самоцветах эффект авантюресценции. А из крупных кристаллов лепидолита месторождений Бразилии даже были получены красивые огранённые камни для коллекционных целей.
В этой классификации представлены минеральные виды, разновидности и синонимы минералов группы слюд и их названия на английском языке, которые можно использовать для поиска описания минералов в известных англоязычных базах www.
mindat.org и www.webmineral.com. Из классификации исключены (около 10%) крайне редко встречающиеся или очень трудно идентифицируемые виды минералов как не представляющие интереса для большинства коллекционеров.
Ну а теперь сама классификация.
СЛЮДЫ
Выделяют следующие группы:
1. Обычные слюды (Common micas)
По химическому составу выделяют:
1.1. Алюминиевые слюды:
Парагонит (Paragonite) NaAl2[AISi3O10](OH)2
Мусковит (Muscovite) KAl2[AISi3O10](OH)2
ПАРАГОНИТ – силикат слоистой структуры, Na-содержащий минерал группы слюд. Название парагонит произошло от греческого слова “заблуждение”, из-за внешнего сходства этого минерала с тальком. Цвет минерала: бесцветный, бледно-жёлтый, серовато-белый, зеленоватый, светло-яблочно-зелёный. Блеск жемчужный. Встречается парагонит в виде тонкочешуйчатых слабо блестящих масс, иногда с зеленоватым оттенком. Несмотря на относительную редкость в отдельных месторождениях парагонит известен в больших количествах, а также встречаются скопления в виде парагонитового сланца.
В России минерал можно встретить на Урале и на Кольском полуострове (Ковдор).
Парагонит. Россия, Южный Урал, Кыштымское месторождение, Жила №101
МУСКОВИТ (белая слюда) – породообразующий минерал группы слюд подкласса слоистых силикатов, (от старинного названия России – Московия), наиболее распространенный из всех видов слюды. В древности на Руси мусковит длительное время использовалась в качестве оконного стекла, отсюда и его название: “московское стекло”. Другие названия минерала и его разновидностей: московская звезда, калиевая слюда, белая слюда, серицит, антонит, лейкофиллит, амфилогит, батчелорит, “кошачье серебро”, сериколит, шерникит. По цвету – светло-коричневый, зеленоватый. Твердость 2 – 3. При выветривании мусковит превращается в иллит, затем в монтмориллонит и, наконец, в каолинит. Крупнокристаллический мусковит – диэлектрик, применяется в радио- и электротехнике, молотый мусковит – в производстве стройматериалов и при производстве электроизоляционной бумаги.
Мусковит. Россия, Карелия, Пулонгское озеро, Лопатова Губа
РАЗНОВИДНОСТИ МУСКОВИТА:
По структуре и химическому составу мусковит делят на следующие разновидности:
СЕРИЦИТ (Sericite), от сэрикос – шелковый, другие названия: эписерицит, лепидоморфит. Серицит – тонкочешуйчатая светлая слюда, мелкочешуйчатая разновидность мусковита или (реже) парагонитa, частично гидратизированная. Иногда серицит развивается в виде псевдоморфоз по полевым шпатам при их гидротермальных изменениях. Серицит может образовывать гибкие, упругие листочки. Серициты, по сравнению с мусковитом, часто характеризуются высоким содержанием SiO2, MgO и Н2О и низким содержанием К2О. Серицит связан непрерывным рядом твёрдых растворов с иллитом или фенгитами (серия между мусковитом и селадонитом). РАЗНОВИДНОСТИ СЕРИЦИТА:
Хромистый серицит (Chromian Sericite) – серицит, обогащенный хромом.
Онкозин (Oncosine) – плотные криптокристаллические агрегаты серицита.
Серицит. Марокко
ФУКСИТ (Fuchsite) содержит до 6% Cr2O3, он же Хромовый мусковит или вердит (verdite) или гебхардит (gaebhardite) или хромистый мусковит (chromian muscovite)
Фуксит.
Россия, Карелия
Вердит (Buddstone), Южная Африка
ЖИЛЬБЕРТИТ (Gilbertite) имеет светлый зеленый цветовой окрас. Жильбертит (джильбертит) назван по имени английского антиквара и экономиста Д. Гилберта – минерал, мелкочешуйчатая, иногда плотная скрытокристаллическая разновидность мусковита, обычно частично гидратизированного. Иногда жильбертитом называют также мелкочешуйчатые агрегаты накрита и каолинита. Жильбертит часто образуется за счёт замещения полевых шпатов, топаза (например, в пегматитах, грейзенах), а также встречается в глинах, образовавшихся за счёт разложения богатых слюдой горных пород.
Жильбертит. Россия, Карелия, гора Пиртима
РОСКОЭЛИТ (Roscoelite) содержит до 17% V205 – ванадиевая слюда KV2AISi3O10](OH)2, коричневый, темно-зеленый переходящий в черный
А также другие разновидности мусковита:
Шерникит (Schernikite) – розовый мусковит из штата Коннектикут, США
Ферри-мусковит (Ferrimuscovite) и феррифенгит – обогащённый Fe2O3 мусковит
Li-мусковит (Lithian Muscovite, Lithium Muscovite of Levinson) – обогащённый Li2O мусковит
Эллахерит (Barian Muscovite) – содержит до 10% BaO
Алургит (Alurgite) – марганцевый мусковит
Пикнофиллит (Pycnophyllite, Pyknophyllit) – тонкозернистый мусковит
Шилкинит (Shilkinite) – железистый мусковит
В составе мусковита установлены также примеси: Rb (до 3,9% Rb2O), Cs (до 0, n% Cs2O), Sc (до 0,6% Sc2O3) и др.
Характерно неравномерное (пятнистое, зональное) распределение примесей. Есть мусковиты с частичной заменой калия на барий. Редкий вид мусковита – чисто ванадиевая слюда. Известны псевдоморфозы мусковита по ортоклазу (Pig’s Egg “свиные яйца”), найденные в Корнуэлле, Великобритания.
1.2. магнезиально-железистые слюды:
Биотит (Biotite) K(Mg,Fe)3[AISi3O10](OH,F)2, обозначен как группа минералов
Биотиты – изоморфный ряд твёрдых растворов, где минеральные виды обозначается крайними членами.
Биотит, Россия, Карелия
ряд биотитов с большим избытком Al: Сидерофиллит(Fe) – Истонит(Mg)
МИНЕРАЛЫ
Истонит (Eastonite) KAlMg2(Si2Al2)O10(OH)2
Сидерофиллит (Siderophyllite) K(Fe2+)2Al(Si2Al2)O10(OH)2
ряд биотита: Флогопит(Mg) – Аннит(Fe)
Магнезиальный биотит называют флогопитом (Mg, может быть до 10% Fe) , чисто железистый биотит – аннитом (Fe2+), иногда лепидомеланом (Fe3+). Лепидомелан KFe3[AlSi3O10](OH, F)2, в настоящее время дискредитирован IMA в качестве минерального вида, теперь термин лепидомелан является синонимом биотита.
МИНЕРАЛЫ
Аннит (Annite) K(Fe2+)3(Si3Al)O10(OH)2
Фтораннит (Fluorannite) K(Fe2+)3(Si3Al)O10F2
Флогопит (Phlogopite) KMg3(Si3Al)O10(OH)2 Не путайте этот широкораспространенный минерал с малоизвестным флогопитом Flogopite K(Mg,Fe)3(Si3Al)O10(OH)2.
Фторофлогопит (Fluorophlogopite) KMg3(Si3Al)O10F2 Не путайте этот минерал с фторфлогопитом (Fluorphlogopite) K(Mg,Fe2+)3(Si3Al)O10(F,OH)2.
На сегодня название биотит используется геологами как общий полевой термин для тёмных слюд, не содержащих литий. Биотит обозначен Международной минералогической ассоциацией как группа минералов состава, таким образом официально слово биотит не является названием минерала. В зависимости от состава цвет биотита может быть красновато-бурый (Ti), зеленый (Fe3+), черный (Fe2+ и Fe3+) Светлый биотит бронзового цвета иногда называют “кошачьим золотом”. Биотит обладает плеохроизмом, но не флуоресцентен. Часто образует псевдоморфозы по скаполиту, гранату, авгиту, роговой обманке и другим минералам.
Очень крупные пластины биотита площадью в несколько квадратных метров добывают на юге Норвегии (Эвье-ог-Хорннес). Эффектные образцы биотита встречаются в Германии (близ озера Лаахер-Зее), Танзании (массив Улугуру) и Канаде (рудник Сильвер-Кратер). Большие скопления биотита расположены в Гренландии, Скандинавии и на Урале.
Включениями биотита могут быть обусловлены различные оптические эффекты в цветных ювелирных камнях: берилле, андалузите и других. Присутствие его микрокристаллов придает полевым шпатам мерцающий искристый авантюриновый блеск. В Норвегии встречается коричневатый ювелирный оливин, в котором после обработки нередко наблюдается эффект астеризма, обусловленный включением упорядоченных пластинок биотита. В индийском штате Раджастан добывают ярко-зеленые изумруды, содержащие вростки биотита, которые придают им “бархатистый” вид.
РАЗНОВИДНОСТИ БИОТИТА: лепидомелан, тетраферрибиотит, монрепит, аномит, мероксен, воданит, барио-, титано- и хромбиотит, литиевый биотит, натробиотит, цезиевый биотит.
Биотит с повышенным содержанием Fe+3 можно называть феррибиотитами и феррилепидомеланами.
ФЛОГОПИТ (Phlogopite) – наиболее магнезиальная разновидность биотита, отличается от других биотитов прозрачностью и более светлой окраской, а от мусковитов – меньшей упругостью в тонких листочках. Цвет флогопита: коричневато-красный, тёмно-коричневый, желтовато-коричневый, зелёный. По мере увеличения содержания железа среди слюд ряда флогопита выделяют железистый флогопит и флогопит. В России флогопитовые месторождения прибайкальской Слюдянки известны около двух столетий. В отличие от большинства других месторождений на Слюдянском минерал концентрируется в виде крупнокристаллического флогопита. Флогопиты здесь дают широкий цветовой ряд: фиолетовые, лилово-голубые, розовые, желтые и зеленые (Карьер “Перевал”), что иногда служило причиной выделения таких типов флогопита: “серебрянки” (бесцветный флогопит), “янтарного”, “вишневого”, “цыганки” и др.
Флогопит, кристалл. Мадагаскар
1.
3. литиевые слюды:
Лепидолит (Lepidolite) KLi2-xAl1+x [Al2xSi4-2xO10](OH,F)2, обозначен как группа минералов
Циннвальдит (Zinnwaldite) KLiFeAl [AISi3O10](OH,F)2, обозначен как группа минералов
Тайниолит (Tainiolite) KLiMg2[Si4O10](OH,F)2, утвержден в качестве минерального вида
В эту группу минералов входят различные по формуле, но всегда содержащие литий слюды. Условно все составы литиевых слюд можно разбить на три главных типа: первый – это составы как бы производные от формулы флогопита, второй и третий – от мусковита. Цвет лепидолита белый, но чаще розовый, лилово-фиолетовый, иногда персиково-красный (из-за присутствия марганца). Лепидолит очень красив по цвету и облику, иногда он встречается в виде кристаллов, которые даже подвергались огранке для коллекционных целей, и эффектных сферолитов “барботов глаз”.
Лепидолит. Мадагаскар
ряд лепидолита: Полилитионит – Трилитионит – …
МИНЕРАЛЫ
Полилитионит (Polylithionite) KLi2AlSi4O10F2
Трилитионит (Trilithionite) KLi1,5Al1,5(Si3Al)O10F2, утверждён в качестве минерала, но не является крайним членом.
{3+})O_{10}S(OH)
Эфесит (Ephesite) NaLiAl2[(OH)2|Al2Si2O10]
Битиит (Bityite) CaLiAl2(Si2BeAl)O10(OH)2
При замене К+на Ca2+ образуются минералы группы хрупких слюд (клинтониты), более твёрдые и менее упругие, чем собственно слюды.
Хрупкие слюды – группа листоватых алюмосиликатов, в химическом отношении являющиеся минералами со значительно сильнее выраженным основным характером, чем собственно слюды и более приближающиеся к другой минеральной группе – к хлоритам.
МАРГАРИТ или “жемчужная слюда”, ближе всего стоящая к слюдам. Цвет маргарита жемчужно-белый с сероватым, розовым, желтоватым оттенком. Блеск на спайных плоскостях перламутровый. Облик кристаллов тонкопластинчатый. Хорошо образованные кристаллы не встречаются. Агрегаты листоватые, чешуйчатые. На Урале маргарит встречается в слюдяных сланцах (изначально был назван химиком Н.Г.Норденшёльдом дифенитом) РАЗНОВИДНОСТИ МАРГАРИТА: Mg- и Be-содержащие разности.
КЛИНТОНИТ, бесцветный в тонких пластинках, серо-коричневый, желтовато-зелёный минерал, образует таблитчатые кристаллы и чешуйчатые, иногда радиально-лучистые агрегаты.
Cравнительно редок. Синоним: ксантофиллит (Xantofillite). Название связано с его желтоватым или коричневатым цветом.
РАЗНОВИДНОСТИ КЛИНТОНИТА:
Брандизит (Brandisite) – обогащенный железом ксантофиллит
Валуевит (Valuevite) – богатая алюминием разновидность, образует отчетливые кристаллы. Встречается на Урале и в Калифорнии, США.
ХЛОРИТОИД – темно-зеленый минерал, назван по внешнему сходству с минералами группы хлорита, от которых отличается более высокой твердостью и хрупкостью. Цвет хлоритоида сине-серый, серо-зелёный до чёрного. Просвечивает только в тонких пластинках. Хорошо образованные кристаллы редки. Обычно распространён в листоватых и кривоскорлуповатых агрегатах.
Твердость 6,5. Хлоритоидные сланцы имеют широкое распространение среди кристаллических сланцев. Синоним: хлоритовый шпат, баритофиллит. РАЗНОВИДНОСТЬ ХЛОРИТОИДА, обогащенная Мn, называется оттрелитом (Ottrelite). Цвет оттрелита – темно-фисташковый.
АНАНДИТ – черный непрозрачный минерал, встречающийся в виде крупнолистовых агрегатов и гексагональных пластинок.
Образует прослойки толщиной до 5 см в магнетитовых рудах и среди магнетит-баритовых толщ (Вилагедера, Шри-Ланка), в ассоциации с халькопиритом, пиритом и пирротином.
ЭФЕСИТ открыт в 1851 году в местечке близ Эфеса на Эгейском море, Турция. Эфесит – просвечивающий нежный светло-розовый минерал. Синоним: натромаргарит.
БИТИИТ – литиевый член группы слюд, встречается в виде корки, состоящей из мелких призматических желтоватых кристаллов на поверхности кристаллов кварца и турмалина. Встречается в России на Урале (Малышево)
3. Группа слюд с межслойным дефицитом катионов (interlayer-deficient micas)
Иллит – твёрдый раствор неопределенных минералов
Глауконит – твёрдый раствор неопределенных минералов
Браммаллит – твёрдый раствор неопределенных минералов
Ранее использовались названия: гидромусковит и гидропарагонит; гидробиотит, гидрофлогопит.
В 1998 году Подкомитет Международной минералогической ассоциацией по слюдам ввёл вместо гидрослюд термин “слюды с межслойным дефицитом катионов”, дал идеализированную формулу таких слюд и выделил среди них три твёрдых раствора: иллит, глауконит и браммаллит.
При этом минералы, образующие эти твёрдые растворы, неизвестны.
При замещении межслоевых катионов К+ на h3O наблюдается переход от слюд к “слюдам с межслойным дефицитом катионов” (гидратация). Эти слюды – это группа слоистых слюдоподобных силикатов с калием в межслоевом промежутке. Комплексы с водой полностью или частично замещают калий в межпакетном пространстве. Возможны два толкования этого процесса: 1) молекулы воды в небольшом (5—10%) количестве размещены в смектитовых (вермикулитовых) межслоевых промежутках. В этом случае такая слюда должна рассматриваться как смешаннослойное образование. 2) часть калия в некоторых слюдистых межслоевых промежутках замещена группами молекул воды. Последние размещены “островками”. В этом случае структура гидратированной слюды может быть рассмотрена как дефектная.
Слюды с межслойным дефицитом обладают большой неоднородностью из-за разной степени гидратации. Так как в слюде с межслойным дефицитом присутствует избыточный отрицательный заряд, вода не проникает между слоями, поэтому такие слюды относятся к нерасширяющимся минералам.
Слюды с межслойным дефицитом мало набухают или вообще не набухают. Это минералы морских и континентальных отложений являются главными компонентами глинистых пород, иногда по структуре крупнопластинчатые. Кроме того, такая видоизмененная слюда представляют собой чаще всего смеси, близкие или к мусковитам, или к серицитам, глауконитам и биотитам.
Иллит (Illite) (K,h4O)Al2(Si3Al)O10(h3O,OH)2, твёрдый раствор указанного состава, образуемый минералами, которые пока неизвестны.
ИЛЛИТЫ – слюдистые минералы или породы, в которых слюда переслаивается с глинами. Иллит выделяется в виде чрезвычайно мелкозернистых чешуйчатых масс серовато-белого, серебристо-серого, иногда желтовато- и зеленовато-серого цвета, жирных на ощупь, в составе глин обычно в смеси с каолинитом и другими минералами. На сегодняшний день под иллитом понимают ранее использовавшееся понятие “гидромусковит” (Hydromuscovite) (K, Н3О)Аl2[Н2О, ОН)2|АlSi3О10] – продукт выветривания, промежуточный между мусковитом и монтмориллонитом или каолинитом.
ГИДРОМУСКОВИТ описан в 1889 году и дискредитирован Международной минералогической ассоциациией в качестве названия минерала в 1998 году. От термина гидромусковит отказались в пользу иллита. Название дано по месту находки в Иллинойсе (США). Причём Международная минералогическая ассоциациия не смогла решить, был ли гидромусковит синонимом иллита или его разновидностью. Существующие синонимы гидромусковита: монотермит, грундит, гешвитцит.
Гидромусковит. Бразилия
РАЗНОВИДНОСТИ ИЛЛИТА:
Алургит (alurgite) K2(Mg,Al)4-5(Al,Si)8O20(OH)4 – марганцевый мусковит или марганцевый иллит пурпурного цвета.
Гюмбелит (Gümbellite) (K,h3O)(Al1,5Mg0,5)[(OH,h30)2| AlSi2O10] – волокнистый магнезиальный иллит – асбестовидная, мягкая, белая или зеленоватая, встречается также в виде жилок в шунгите.
Железный серицит (iron-sericite) – железистый иллит (Fe3+).
Магниевый серицит (magnesium sericite) – магнезиальный иллит.
Шилкинит (Shilkinite) K2Al8Si8O29 · 4h3O – железистый мусковит или железистый иллит (Fe2+).
Найден в Забайкалье, река Шилка По виду – радиально-лучистый, игольчатый и волокнистый.
Браммаллит (Brammallite) (Na,h4O)(Al,Mg,Fe)2((Si,Al)4O10)(OH)2, считается серией минералов. Разновидность иллита, встречается как белый налет на сланцах. Синоним: натриевый иллит (natrium illite, sodium illite)
Леверьерит (Leverrierite) – разновидность иллита. Леверьерит по современным представлениям является смешаннослойным минералом или минералом-сростком, водный алюмосиликат, относимый нередко к гидратизированным слюдам. Установлено, что образцы леверьерита состоят из чередующихся слоев каолинита и мусковита. Характерны червеобразные агрегаты нормального волокнистого строения.
Глауконит (Glauconite) (К, Na, Ca)×(Fe3+, Mg, Fe2+,Al)2[(Al,Si)Si3O10](OH)2×h3O
ГЛАУКОНИТ – водный алюмосиликат железа – как самостоятельный минеральный вид известен с 1828 года, сейчас обозначает группу минералов. Название происходитот от греческого слова “glaukos” – голубовато-зеленый. Глауконит, “зеленая земля”, не образует в природе крупных мономинеральных скоплений, а встречается исключительно в виде смеси с другими минералами (обычно содержит примесь кварца) в виде маленьких, округленных зеленоватых зерен.
Глауконит является железистой (с Fe2+ и Fe3+) гидратизированной слюдой и встречаетсяся в виде мельчайших округлых агрегатов в глинах, мергелях, доломитах. Цвет зелёный различных оттенков, от бледного серовато-салатового до зелёного холодного оттенка, оливкого-зелёного и буровато-зелёного. Глауконит используется как сырье или как готовая зеленая краска, глауконитовый пигмент – один из самых стойких. Для коллекционера можно найти высоко декоративные сине-зеленые образцы зонально окрашенной породы с глауконитом поделочного качества. Глауконит используется в пчеловодстве как кормовая добавка пчелам.
РАЗНОВИДНОСТИ ГЛАУКОНИТА:
Манганглауконит (Manganglauconite) – марганцевый глауконит.
Марсятскит (Marsjatskite, Marsyatskite) – марганцевый глауконит, назван по Марсятскому месторождению на Урале.
Хлорофанерит (Chlorophanerite)
Сколит (Skolite)
Содовый глауконит (soda glauconite) – натриевый глауконит.
МИНЕРАЛЫ
Вермикулит (Vermiculite) Mg0.7(Mg,Fe,Al)6(Si,Al)8O20(OH)4 · 8h3O
ВЕРМИКУЛИТ представляет собой гидратированный флогопит.
Как правило, образуется в виде псевдоморфоз по биотиту или железистому флогопиту, цвет коричневый, бронзово-желтый. Название образовано от латинского слова “червячок”, в связи с тем, что этот минерал очень оригинально ведёт себя при нагревании: из его пластинок образуются длинные червеобразные столбики.
В современной класификации существует такое понятие – надгруппа минералов. Надгруппа включает в себя две или более групп минералов, имеющих похожую структуру и состоящих из химически подобных элементов. Надгруппа может содержать отдельные минеральные виды, которые не входят ни в одну минеральную группу. По-этому перечислю еще некоторые близкие к слюдам минералы надгруппы мусковита и надгруппы биотита.
НАДГРУППА МУСКОВИТА
минерал Селадонит (Celadonite) KMgFe3+Si4O10(OH)2
группа Фенгиты (Phengite) K(Al,Mg)2(Si,Al)4О10(OH)2
группа Иллит см Группа с межслойным дефицитом катионов
группа Глауконит см Группа с межслойным дефицитом катионов
СЕЛАДОНИТ – минерал, назван от французского слова “celadon” из-за своего природного цвета морской волны.
Цвет минерала – сине-зеленый, оливково-зеленый, яблочно-зеленый. Селадонит плеохроирует от зеленовато-желтого цвета до синевато-зеленого цвета. Полупрозрачный, тусклый. Типичные примеси: Mn, Ca, Na. Образует слюдоподобные, чешуйчато-зернистые, тонкочешуйчатые, сланцеватые или землистые агрегаты. Для минерала характерно образование моно- и полиминеральных прожилок, а также сферолитов, имеющих радиально-волокнистое строение. Отмечены псевдоморфозы по эгирину, сложенные зеленовато-голубым тонкочешуйчатым агрегатом. Известны примеры замещения селадонита хлоритом. Селадонит иногда присутствует в кварцевых так называемых моховых агатах и ониксах, придавая только свойственное ему своеобразие.
Селадонит в апофиллите. Индия, Пуна
Хотя селадонит и не является редким минералом, тем не менее изучен слабо: по химическому составу, оптическим и физическим свойствам он очень близок к глаукониту, за который его нередко принимают. И тот, и другой минералы представляют собой конечные соединения изоморфного ряда алюмоглауконит – ферроглауконит.
В России селадонит добываются в Мурманской и в Курской области. За рубежом минерал встречается в Австрии, Италии, США, Шотландии, Японии. Нередко селадонит содержится в составе моховых агатов, применяемых в ювелирном деле как сырье для изготовления кабошонов. Минерал представляет коллекционный интерес. Пигмент селадонит или “веронская земля” – вещество, употребляемое как краска, преимущественно в фресковой живописи, не изменяется от влияния воздуха и света. В медицине селадонит – осушающее средство.
Разновидности селадонита:
Алюмоселадонит (Aluminoceladonite) K(Mg,Fe2+)Al(Si4O10)(OH)2
Хромселадонит (Chromceladonite) K(Mg,Fe2+)(Cr,Al)(Si4O10)(OH)2 Карелия, Заонежье, Средняя Падма
Ферроалюминоселадонит (Ferroaluminoceladonite) K(Fe2+,Mg)(Al,Fe3+)(Si4O10)(OH)2
Ферроселадонит (Ferroceladonite) K(Fe2+,Mg)(Fe3+,Al)(Si4O10)(OH)2
Хингулит (халцедон окрашенный селадонитом) по названию реки Ингулец. Хингулит – пока неофициальное название. Этот камень прекрасно поддается полировке.
группа фенгиты
ФЕНГИТ – понятие, которое применяется для обозначения мусковитов с соотношением кремния и алюминия в увеличенной пропорции 3:1, что приводит к замещению алюминия в октаэдических положениях на магний и железо.
Марипозит (Mariposite) – фенгит с высоким содержанием хрома.
Алургит (Alurgite), устаревший термин, – фенгит с повышенным содержанием марганца.
НАДГРУППА БИОТИТА (МИНЕРАЛЫ)
Аспидолит (Aspidolite) NaMg3(Si3Al)O10(OH)2
Вонезит (Wonesite) (Na,K, _ )(Mg,Fe,Al)6(Si,Al)8O20(OH,F)4
Норришит (Norrishite) KLi(Mn3+)2Si4O12, новая марганцевая слюда из Австралии.
Прайсверкит (Preiswerkite) NaAlMg2(Si2Al2)O10(OH)
Сухаилит (Suhailite) (Nh5)(Fe2+)3(Si3Al)O10(OH)2 новая аммониевая триоктаэдрическая слюда
Хендриксит (Hendricksite) KZn3(Si3,Al)O10(OH)2
Широзулит (Shirozulite) K(Mn2+)3(Si3Al)O10(OH)2 новая марганец доминирующая триоктаэдрическая слюда
Широкшинит (Shirokshinite) K(Mg2Na)Si4O10F2 новая слюда с октаэдрическим натрием из Хибин
Вот ЧТО и КУДА теперь разложить в своей коллекции – решайте сами! Сложно? А вы как хотели? :))))
Материал подготовлен на основе источников:
горная энциклопедияP.
S. Эта статья написана для участия в конкурсе научно-популярных блогов 2016 года в теме “Естественнонаучные и технические дисциплины и науки о Земле”
| В настоящее время нет общепринятой классификации глинистых минералов. Отдельные исследователи подходят к их классификации с различных позиций и придают тем или иным особенностям структуры минералов неодинаковое значение. Поэтому удобнее всего рассмотреть, как это делается во многих руководствах, строение наиболее распространенных глинистых минералов и их основных разновидностей. По характеру соединения и чередования гетра- и октаэдрических сеток в структуре глинистых минералов они могут быть разчелены на следующие основные группы, представленные в природе наиболее распространенными типами глинистых минералов; — группа каолинита, — группа смектитов (монтмориллониты), — группа иллита (гидрослюды), — группа хлоритов.  Минералы последней группы не являются глинистыми, но они присутствуют в глинистых породах и по структуре имеют много общего с глинистыми минералами. Группа каолинита. Структура каолинита представляет собой бесконечное чередование пакетов, напоминающих страницы толстой книги, каждый из которых состоит из двух слоев; тетраэдрического и октаэдрического. Слои соединяются в пакеты за счет общих катионов кислорода, принадлежащих одновременно тетраэдру и октаэдру соответствующих слоев (рис. 10.3). Центры двух из каждых трех октаэдров заняты катионами Al3+. Таким образом, октаэдрическая сетка каолинита является диоктаэдрической. Между соседними пакетами в структуре каолинита нет ионных связей и они удерживаются в единой, бесконечно чередующейся слоистой структуре кристалла водородными связями, действующими между группами (ОН) свободной поверхности октаэдрических сеток и прилегающими к ним атомами кислорода свободной поверхности тетраэдрических сеток соседнего пакета. Структурная формула каолинита — Al4Si4O10(OH)8.  Это соответствует следующему соотношению окислов; SiO2 — 46,56%; Аl2О3 — 39,50 и Н2О — 13,94%. Химические анализы каолинитов показывают, что изоморфные замещения в их структуре крайне незначительны. Расстояние между соответствующими поверхностями тетраэдрических или октаэдрических сеток двух соседних пакетов, т. е. межплоскостное расстояние, у каолинита равно 7,1—7,2 А.В табл. 10.1 приведены характерные межплоскостные расстояния и интенсивности рентгеновских отражений каолинита. В тех случаях когда каолинит присутствует в образцах в виде смеси с хлоритом, межплоскостное расстояние которого d001 = 14,3A, он может быть незаметен, так как для хлорита d002 = 7,15A, т. е. практически равно d001 каолинита. Поэтому при наличии хлорита кроме естественного образца снимается дифрактограмма образца, обработанного теплой 10% соляной кислотой. При обработке кислотой хлориты растворяются, а каолинит остается без изменений и может быть определен по характерным отражениям. В табл.  10.2 приведены данные влияния на глинистые минералы различных обработок образца, позволяющих определять глинистые минералы в смесях.Детальное исследование характера элементарной ячейки каолинита показало, что он относится к триклинной сингонии. Каолинит при термографическом анализе дает очень характерную термограмму. На дифференциальной кривой нагревания выделяется четкая эндотермическая реакция, соответствующая потере гидроксильной воды, начинающаяся после 400°С и достигающая максимума при 600°С (рис. 10.4), а также экзотермическая реакция, связанная, по-видимому, с формированием кристаллического глинозема (Аl2О3), максимум которой приходится на 950°С. Изучение частиц каолинита в просвечивающем и сканирующем электронных микроскопах показывает, что каолинит представлен обычно более или менее хорошо образованными шестиугольными (псевдогексагональными) пластинчатыми кристаллами, часто с преобладающим удлинением в одном направлении (см. рис. 10.5). Полиморфными модификациями каолинита являются диккит и накрит, имеющие тот же состав, что и каолинит, — Al4Si4O10(OH)8.  По данным Дж. Грюнера, диккит является моноклинным минералом. Накрит, согласно С. Хендриксу, может быть отнесен к ромбической сингонии.Образование диккита является характерным для цементов обломочных пород, находящихся на стадии позднего катагенеза—метагенеза. Он может встречаться вместе с каолинитом в глинистых породах и, обладая, так же как каолинит, пластинчатым псевдогексагональным габитусом (электронная микроскопия), по форме частиц практически неотличим от каолинита. Однако по результатам рентгенофазового (табл. 10.3) и термографического (см. рис. 10.4) анализов диккит диагностируется достаточно уверенно. Накрит является редким минералом. Oн присутствует в породах. подвергавшихся воздействию низкотемпературных гидротермальных растворов. Близким по структуре к каолиниту является галлуазит, формула которого Al4Si4O10*(OН)8*4Н2О указывает на наличие в минерале межпакетной воды. Галлуазит обладает характерной термограммой (CM. рис. 10.4), на которой четко выделяется эндотермическая реакция в интервале 60—100°С, указывающая на потерю межпакетной воды.  Присутствие молекул воды в межпакетных пустотах приводит к увеличению межплоскостного расстояния у галлуазита до 10—10,1 А (см. табл. 10.3). В отличие от каолинита и диккита частицы галлуазита имеют удлиненную, трубчатую форму (см. рис. 10.5). В глинистых породах галлуазит может встречаться вместе с каолинитом и монтмориллонитом, а в корах выветривания образовывать самостоятельные скопления.Совместно с каолинитом и галлуазитом может встречаться аллофан — рентгеноаморфный глинистый минерал коллоидной природы, представляющий собой аморфную коллоидную смесь или твердый раствор свободных глинозема и кремнезема, образующийся при их совместной коагуляции. Химическая формула аллофана — mAl20*nSiO2*ph3O. Минерал обнаружен в корах выветривания, каменноугольных толщах, бокситах, бурых железняках и других породах. Группа смектитов в (монтмориллонита). Для обозначения минералов, обладающих сходным строением и образующих одну структурную группу, типичным представителем которой является монтмориллонит, часто используется термин «смектиты».  Наряду с этим в качестве группового названия в геологической литературе можно встретить термины «монтмориллонитовые минералы», или «монтмориллониты».Структура смектита (монтмориллонита) может быть представлена в виде бесконечного чередования плоских пакетов, каждый из которых имеет трехслойное строение: в середине октаэдрический алюмокислородогидроксильный слой, сверху и снизу — по одному тетраэдрическому кремнекислородному слою (см. рис. 10.3), Тетраэдрические сетки повернуты так, что вершины тетраэдров направлены внутрь к октаэдрическому слою. В вершинах октаэдров, общих с тетраэдрами, располагаются вместо гидроксильных групп (ОН) атомы кислорода. Структура имеет диоктаэдрический характер. В связи с тем что поверхности трехслойных пакетов образованы нейтральными основаниями тетраэдров, связь между пакетами очень слабая; они удерживаются в трехмерной структуре кристалла только вандерваальсовыми силами. Поэтому в межпакетном пространстве располагаются молекулы воды, вызывающие расширение кристаллической решетки в направлении оси с, т.  е. приводящие к увеличению межплоскостного расстояния, которое для смектитов (минералов группы монтмориллонита) является переменной величиной, зависящей от степени насыщения межпакетного пространства молекулами воды, некоторых органических соединений или катионами.Теоретическая структурная формула идеализированного смектита (без учета изоморфных замещений) довольно проста — Al2Si4O10(OH)2*nh3O. Формулы реальных смектитов всегда отличаются от этой идеализированной формулы, так как в тетраэдрических сетках часть Si4+ (до 15%) замещается на Al3+, реже на Fe3+; а в октаэдрической сетке часть Al3+ (а иногда весь Al3+) замещается на Mg2+ или Fe3+. При полном замещении октаэдрического алюминия на Mg2+ минерал приобретает триоктаэдрическую структуру октаэдрического слоя. При изоморфных замещениях возникает избыточный отрицательный заряд пакетов, который компенсируется обычно катионами Na+ и Ca2+, иногда частично К+ или Mg2+, заполняющими вместе с молекулами воды межпакетное пространство кристаллической решетки.  Широкое развитие процессов изоморфного замещения Al в октаэдрах и Si в тетраэдрах обусловливает образование большого количества разновидностей глинистых минералов, относящихся к группе смектитов. В табл. 10.4 приведен состав основных минералов из группы смектитов. Кроме перечисленных в таблице существует много других минералов, относимых к смектитам, среди которых относительно редкие: волконскоит (хромовый смектит), соконит (цинковый смектит) и др. Между такими минералами, как монтмориллонит и бейделлит, монтмориллонит и нонтронит, бейделлит и нонтронит и др., могут существовать изоморфные серии минералов переменного состава, общепринятая классификация и номенклатура которых до настоящего времени не разработана. Наиболее распространенным в природе минералом группы смектитов является монтмориллонит, по имени которого часто называют и всю группу. В зависимости от катионов и количества молекул воды, заполняющих межпакетные пространства, для структуры монтмориллонита характерны различные межплоскостные расстояния.  Так, структура монтмориллонита с катионами Na+ и одним молекулярным слоем воды имеет межплоскостное расстояние, равное примерно 12,5А. Монтмориллонит с катионами Ca2+ содержит обычно два молекулярных слоя поды и имеет межплоскостное расстояние 15,5А (табл. 10.5).В образцах часто отмечается присутствие монтмориллонита с межплоскостным расстоянием 001 = 14,0—14,5 А. Для определения монтмориллонита, по данным рентгенофазового анализа, важную роль играет способность решетки этого минерала расширяться по оси с, т. ё. способность увеличивать межплоскостиое расстояние при насыщении межпакетных пространств молекулами таких органических соединений, как этиленгликоль и глицерин. Независимо от первоначального межплоскостного расстояния природного монтмориллонита после его насыщения этиленгликолем межплоскостное расстояние увеличивается до 17,0А. Если же образец насыщен глицерином, оно возрастает до 17,7—17,8 А (табл. 1.0.6). Прокаливание образцов монтмориллонита в течение двух часов при температуре 600°С приводит к уменьшению межплоскостного расстояния до 9,5—10,0 А, что также помогает индентифицировать минерал (см.  табл. 10.2).При сравнении дифрактограмм природных образцов и образцов, насыщенных этиленгликолем или глицерином, по увеличению межплоскостного расстояния присутствие монтмориллонита легко устанавливается даже в смесях с другими глинистыми минералами. Для более точной диагностики разновидностей смектитовых минералов используются данные химического анализа, по которым рассчитываются структурные формулы минералов. Существенную помощь в идентификации смектитовых минералов оказывают результаты их термографического анализа. На термограммах всех смектитов четко выделяется эндотермическая реакция с максимумом между 150° и 200°С, связанная с уходом из решетки минералов межпакетной воды. Характер термограмм отдельных минералов группы смектитов приведен на рис. 10.4. Электронно-микроскопическое изучение монтмориллонита показывает, что его частицы не имеют кристаллографических очертаний и представляют собой беспорядочные расплывчатые массы с размытыми, нечеткими краями (см. рис. 10.  5), образованные, по-видимому, агрегатами наложенных друг на друга мельчайших чешуйчатых частиц с толщиной, приближающейся к толщине элементарного пакета.Близкими по структуре к смектитам являются вермикулиты, часто выделяемые в качестве самостоятельной группы минералов. Структура вермикулитов трехслойная, состоит из двух внешних тетраэдрических сеток и внутренней октаэдрической сетки (структуру монтмориллонита см. на рис. 10.3). В межпакетном пространстве в качестве обменных катионов присутствуют Mg, Ca и некоторые другие, а также молекулы воды. Общая формула вермикулитов где х = 0,5/0,7 до 1,0. В глинистых породах тонкодисперсные вермикулиты часто присутствуют в виде примеси к другим глинистым минералам или образуют смешанослойные образования типа монтмориллонит — вермикулит, хлорит — вермикулит и др. Межплоскостное расстояние d001 вермикулитов — 28—29 А. На дифрактограммах обычно четко фиксируется отражение 002, равное 14,0—14,5А, в связи с чем определяются вермикулитовые минералы в присутствии монтмориллонитов или хлоритов.  От монтмориллонитов вермикулиты отличаются отсутствием увеличения межплоскостного расстояния при обработке глицерином после предварительного насыщения минерала катионами магния; а от хлоритов — уменьшением d001 до 9,4—10,0A после прокаливания при 600°С (см. табл. 10.2).Таким образом, вермикулиты глинистых пород обладают структурой иллитов и смектитов, причем связи между пакетами у вермикулитов проявляются слабее, чем у минералов группы иллита (гидрослюды), но сильнее, чем у минералов группы смектитов (монтмориллонита). Группа иллита (гидрослюды). Термин «иллит» предложен американскими исследователями Р. Гримом, Р. Бреем и У. Бредли (1937) для обозначения различных слюдоподобных глинистых минералов. В настоящее время в этом понимании он широко используется в зарубежной геологической литературе. В России для обозначения слюдоподобных глинистых минералов чаще употребляется термин «гидрослюда». Под иллитом в этом случае понимается тонкодисперсный глинистый минерал, являющийся гидратированным аналогом мусковита.  Структура иллитов сходна со структурой смектитов (ср. рис. 10.6 и 10.3). Она образована чередованием трехслойных пакетов, каждый из которых состоит из двух тетраэдрических кремнекислородных сеток, повернутых вершинами тетраэдров навстречу друг другу и заключенного между ними октаэдрического алюмо-кислородогидроксильного слоя. Идеализированная формула иллита, фактически совпадающая с формулой мусковита, KAl2(AlSi3)O10(ОН2 показывает, что в результате изоморфного замещения части Si4+ в кремнекислородных тетраэдрах на Al3+ возникает избыточный отрицательный заряд, который компенсируется катионами К+. Последние располагаются в межпакетных пространствах в гексагональных «впадинах», имеющихся на поверхности, образованной основаниями тетраэдров, и жестко связывают соседние пакеты, препятствуя расширению решетки по оси с. Межплоскостное расстояние, характерное для иллитов, равно 10 А. Оно не изменяется ни при насыщении минерала этиленгликолем или глицерином, ни после его прокаливания при температуре 600°С (см.  табл. 10.2).Слюдоподобные диоктаэдрические глинистые минералы (иллиты) отличаются от мусковита меньшей степенью замещения Si4+ на Al3+ и соответственно меньшим содержанием калия, компенсирующего избыточный отрицательный заряд пакетов. Так, в мусковите теоретическое содержание К2О составляет 11,8%, в то время как в иллитах оно в большинстве случаев колеблется в пределах от 3—4 до 8%. В иллитах достаточно широко развиты изоморфные замещения алюминия в октаэдрах на Fe3+, Mg2+, Fe2+ и др. Общая формула минералов группы иллита может быть представлена в форме где x = 0,5/0,75. В межпакетном комплексе наряду с существенно преобладающим к присутствуют молекулы воды и иногда отмечается некоторое количество катионов Na, Ca, Mg. При увеличении степени замещения Al3+ в октаэдрах на Fe3+, Fe2+ и Mg2+ возникает глинистый минерал, известный под названием глауконита. По данным С. Хендрикса и К. Росса, средний состав диоктаэдрического глауконита без учета межпакетной воды выражается формулой Слюдоподобные глинистые минералы — иллиты являются основными компонентами абсолютного большинства глинистых пород.  Подавляющая масса глинистых пород состоит из минералов группы иллита и смешанослойных образований, в составе которых иллиты играют существенную роль. Установлено, что в глинистых породах присутствуют три политипных разновидности иллитовых минералов, отличающихся друг от друга по характеру наложения слоев, образующих их кристаллическую решетку;— политип 1М — иллиты с межплоскостным расстоянием 10A, обладающие моноклинной кристаллической решеткой, дающей на дифрактограммах четкие острые симметричные пики. Сюда же относятся 10-ангстремные иллиты с неупорядоченной решеткой, т. е. плохо окристаллизованные (подтип 1Md). На дифрактограммах для них характерны низкие диффузные рефлексы, «расплывающиеся» в сторону больших углов 20; — политип 2M1 (M1 означает одну из двух теоретически возможных разновидностей) — иллиты мо1юклинной сингонии, элементарная ячейка которых охватывает два пакета, обладающих межплоскостным расстоянием d001 = 20A; — политип 3Т — иллиты тригональной сингонии с элементарной ячейкой, включающей три пакета с межплоскостным расстоянием d001 = 30А.  Политип ЗТ встречается значительно реже, чем 1М, (1Md) и 2М1.Отличить различные политbпы иллbтов по данным рентгенофазового анализа тонкодисперсных фракций удается не всегда. Дело в том, что чистые, мономинеральные скопления иллитовых минералов представляют собой большую редкость. В большинстве глинистых пород иллиты присутствуют в смеси с другими глинистыми минералами, хлоритами и в виде смешанослойных образований. Г.В. Карпова приводит данные раздельного рентгеновского анализа иллитов политипа 1M (1Md) и 2M1 (табл. 10.7). На термограммах иллита (см. рис. 10.4) в интервале температур 100—200°С фиксируется эндотермическая реакция, связанная с уходом межпакетной воды. Вторая эндотермическая реакция, соответствующая потере минералом гидроксильной воды, начинается около 450—500 °С и имеет максимум между 550—650°С. Интенсивность и температурный интервал этой реакции колеблются у различных иллитов. Третья эндотермическая реакция, связанная, по-видимому, с разрушением структуры иллитов, проявляется между 850° и 950°С.  Наконец, около 1000°С намечается слабая экзотермическая реакция образования глинозема и шпинели.Изучение формы иллитовых частиц с помощью электронного микроскопа показывает, что в глинистых породах присутствуют частицы иллита двух типов: — субизометрично-пластинчатые частицы, относящиеся к политипам 2М1 и 1М, по мнению ряда исследователей, поступающие в осадок за счет размыва более древних осадочных и метаморфических пород; — удлиненно-пластинчатые, «щеповидные», частицы (рис. 10.5) политипа 1M (1Md), имеющие аутигенное происхождение. Группа хлоритов. Минералы группы хлоритов имеют четырехслойное строение (рис. 10.6), причем элементарный пакет состоит как бы из двух частей: трехслойной части, аналогичной пакетам иллитов, и еще одного слоя магний-гидроксильных октаэдров (бруситовый слой). Межплоскостное расстояние тонкодисперсных хлоритов глинистых пород равно 14,0—14,ЗА. Состав хлоритов существенно различен из-за широко развитых явления изоморфных замещений в пределах тетра- и октаэдрических сеток.  Общая формула хлоритов имеет видВ глинистых породах тонкодисперсные хлориты всегда пpиcyтствуют в смеси с глинистыми минералами или в виде смешанослойных образований типа хлорит-монтмориллонит, иллит-хлорит и др. Присутствие хлоритов в глинистых фракциях фиксируется по характерным рентгеновским отражениям, главными из которых являются отражения от базальной плоскости 001, особенно отражения от плоскости 001 = 14,0—14,3 А (табл. 10.8). В тех случаях, когда в породе присутствует смесь глинистых минералов и хлоритов, последние трудно отличить от монтмориллонитов, имеющих doo1 = 14,0—14,5А или даже каолинитов (d001 = 7,15 А), если отражение хлорита 14,3 А нечеткое. Для контроля проводят обработку образцов теплой соляной кислотой HCl, в которой хлориты растворяются и их отражения на дифрактограммах соответственно исчезают, а также насыщение образцов глицерином, после чего при наличии в образцах монтмориллонитов появляются отражения 001 = 17,8А (см. табл. 10.2). Группа смешанослойных образований.  Как показали исследования различных глинистых пород, широким распространением в них пользуются глинистые минералы, кристаллическая решетка которых представляет собой чередование пакетов иллитовой, монтмориллонитовой и вермикулитовой структур друг с другом или с пакетами хлоритового строения. Такие глинистые минералы получили название смешанослойных. В них чередуются обычно пакеты двух типов; иллит-монтмориллонитовые, иллит-хлоритовые, хлорит-вермикулитовые и др. Смешанослойиые минералы с чередованием двухслойных пакетов пока достоверно не установлены.Выделяются два основных типа смешанослойных образований. Упорядоченные образования. Пакеты различного состава в них чередуются закономерно: АБАБАБ или АББАББАБб и т. п. Упорядоченные смешанослойные образования представляют собой минералы определенного состава. Их межплоскостиое расстояние равно сумме межплоскостных расстояний чередующихся пакетов. На дифрактограммах фиксируются серии соответствующих базальных рефлексов 001, 002. 003 и т. д. Некоторые смешано-слойные минералы получили специальные названия. Например, корренсит представляет собой закономерное чередование пакетов хлорита и монтмориллонита, браваизит — иллита и монтмориллонита, ректорит — вермикулита и пирофиллита. Неупорядоченные образования. Пакеты различного типа чередуются беспорядочно, незакономерно: АБААБАААБАБББ и т. д., что значительно затрудняет изучение деталей строения таких минералов. Расшифровка дифрактограмм, получаемых or неупорядоченных смешанослойных структур, часто представляет собой очень сложную задачу. Неупорядоченные смешанослойные образования, особенно иллит-монтмориллонитового типа, чрезвычайно широко распространены в разрезах глинистых толщ. На рис. 10.7 приведена схема, предложенная Ж. Люка, Т. Kaмец и Ж. Милло, показывающая межплоскостное расстояние основных глинистых минералов, смешанослойных образований и изменения этих межплоскостных расстояний после различной обработки образцов. |
USGS OFR01-041: Минералы группы Illite
USGS OFR01-041: Minerals группы IlliteЛабораторное руководство для рентгеновского порошка Дифракция
ГРУППА ИЛЛИТОВ
Иллит – это групповое название нерасширяющихся слюдистых минералов размером с глину, диоктаэдрических. Он структурно похож на мусковит в том, что его основная единица представляет собой слой, состоящий из двух направленных внутрь тетрагональных листов кремнезема с центральным октаэдрическим листом.Однако в иллите в среднем немного больше Si, Mg, Fe и воды, а также немного меньше тетраэдрического Al и прослойки K, чем в мусковите (Bailey, 1980). Более слабые межслоевые силы, вызванные меньшим количеством межслоевых катионов в иллите, также допускают большую вариативность способа укладки (Grim, 1962). Глауконит – зеленый член этой группы, богатый железом.
Иллиты, которые являются преобладающими глинистыми минералами в глинистых породах, образуются в результате выветривания силикатов (в первую очередь полевого шпата), в результате изменения других глинистых минералов и во время разложения мусковита (Deer and others, 1975).Образованию иллита обычно способствуют щелочные условия и высокие концентрации Al и K. Глауконит аутигенно образуется в морской среде и встречается в основном в гранулированной форме.
Члены группы иллита характеризуются интенсивными пиками 10 Ангстрем 001 и 3,3 Ангстрем 003, которые остаются неизменными при сольватации этиленгликоля или глицерина, насыщении калия и нагревании до 550 градусов Цельсия (Fanning and others, 1989). Глауконит можно отличить от иллита по 1.Пик 060 от 5 до 1,52 ангстрем (пик иллита 060 приходится на 1,50 ангстрем) и наличие только очень слабого пика 002 с амплитудой 5 ангстрем.
| Порошковые рентгеновские дифрактограммы ориентированных агрегатов, демонстрирующие влияние стандартных обработок на: | |
Избранная библиография для Минералы группы Иллита
[при обработке этой директивы произошла ошибка]Эти списки в алфавитном порядке включают синонимы общепринятых названий минералов, произношение этого имени, происхождение имени и информация о местонахождении.Посетите наш расширен выбор картинок с минералами.
Другие списки минеральных видов в Интернете в алфавитном порядке
|
Минерал иллит: строение и образование
В этой статье мы обсудим следующее: – 1. Структура минерала иллита 2. Электрический заряд и изоморфное замещение 3. Морфология и площадь поверхности 4. Образование и возникновение.
Структура минерала иллита:
Основная структурная единица минерала иллит идентична минералу монтмориллонита. Он состоит из листа оксида алюминия, зажатого между двумя листами диоксида кремния.Однако отдельные структурные единицы связаны друг с другом необмениваемыми ионами калия (K + ) между собой.
Это дает более прочную связь между структурными единицами в иллите, чем в монтмориллоните. Ионы калия просто помещаются в пространство между листами кремнезема соседних структурных единиц. Минерал обычно диоктаэдрический, причем только две трети октаэдрических позиций листа оксида алюминия заняты алюминием, а остальные позиции остаются вакантными.
Химическая формула иллита: (K, H 3 O) (Al, Mg, Fe) 2 (Si, Al) 4 O 10 [(OH) 2 , (H 2 O)] и его молекулярная масса составляет 389,34 г. Обычно это от серо-белого до серебристо-белого или зеленовато-серого цвета. Удельный вес минерала колеблется от 2,6 до 2,9. Иллит также называют глинистой слюдой, водной слюдой или водным мусковитом.
Электрический заряд и изоморфное замещение :
Часто происходит замещение атома кремния в листе диоксида кремния атомами алюминия путем изоморфного замещения, которое придает поверхности дополнительный отрицательный заряд.
Морфология и площадь поверхности минерала иллита:
Из-за сильной связи между структурными единицами с ионами калия частицы иллита намного толще, чем частицы монтмориллонита, хотя их поперечные размеры одинаковы.
Толщина частиц иллита составляет примерно 0,005-0,05 мкм (или 0,000005-0,00005 мм), а боковые размеры составляют 0,1-0,5 мкм (или 0,0001-0,0005 мм). Это означает, что 5-50 структурных единиц объединяются, чтобы сформировать частицу иллита.Удельная поверхность иллита составляет около 80 м 2 / г. СЭМ-изображение минерала иллит.
Объем типичной частицы иллита составляет примерно 1 × 10 – 12 мм 3 , учитывая, что частица имеет форму прямоугольной призмы. Принимая плотность твердых частиц почвы равной 2,7 г / куб.см, вес типичной частицы иллита составляет около 2,7 × 10 – 15 г, что указывает на то, насколько мал вес частиц и как электрические силы притяжения и отталкивание преобладает в поведении иллитовых глин.Однако здесь влияние поверхностных сил намного меньше, чем в монтмориллоните, из-за меньшей площади поверхности и больше, чем у каолинита.
Иллит набухает или расширяется при впитывании воды. Величина этого набухания больше, чем у каолинита, но меньше, чем у монтмориллонита. Связь между структурными единицами в иллите сильнее, чем в монтмориллоните, и значительно слабее, чем в каолините. Иллит обычно связан с монтмориллонитом в глинах.
Образование и распространение минерала иллита:
Иллит образуется в результате выветривания осадочных пород и в большом количестве присутствует в сланце и сланце. Иллит образуется там, где много кремнезема и присутствует калий. Обычно он образуется из магматических и метаморфических пород, а также в результате выветривания полевого шпата в прохладном климате. Монтмориллонит может превратиться в иллит, если калий присутствует в значительных количествах. Встречается в почвах, образованных выветриванием осадочных пород, в умеренных и засушливых регионах.
Изучение иллит – смектит из первых принципов и его значение для систем глинистых минералов
Уивер, К. Э. Возможное использование глинистых минералов в поисках нефти. Бык. Являюсь. Доц. Бензин. Геол. 44 , 1505–1518 (1960)
CAS Google ученый
Болес, Дж. Р. и Фрэнкс, С. Г. Диагенез глины в песчаниках Уилкокса на юго-западе Техаса – влияние диагенеза смектита на цементацию песчаника. J. Sedim. Бензин. 49 , 55–70 (1979)
CAS Google ученый
Браун, К. М., Саффер, Д. М. и Бекинс, Б. А. Диагенез смектита, опреснение поровой воды и течение жидкости на носке Нанкайского клина. Планета Земля. Sci. Lett. 194 , 97–109 (2001)
ADS CAS Статья Google ученый
Бетке, К.M. Обратный гидрологический анализ распределения и происхождения зон геонападения типа побережья Мексиканского залива. J. Geophys. Res. 91 , 6535–6545 (1986)
ADS Статья Google ученый
Надо, П. Х., Уилсон, М. Дж., МакХарди, У. Дж. И Тейт, Дж. М. Межслойные глины как элементарные частицы. Наука 255 , 923–925 (1984)
ADS Статья Google ученый
Алтанер, С.П., Вайс, К. А. и Киркпатрик, Р. Дж. Данные из 29 Si ЯМР для структуры смешанных слоев глинистых минералов иллит-смектит. Природа 331 , 699–702 (1988)
ADS CAS Статья Google ученый
Браун, Г. Кристаллические структуры глинистых минералов и родственных им филлосиликатов. Phil. Пер. R. Soc. Лондон. А 311 , 221–240 (1984)
ADS CAS Статья Google ученый
Крессе, Г.И Фуртмюллер, Дж. Эффективные итерационные схемы для ab initio расчетов полной энергии с использованием базисного набора плоских волн. Phys. Ред. B 54 , 11169–11186 (1996)
ADS CAS Статья Google ученый
Stixrude, L. Тальк при растяжении и сжатии: спинодальная нестабильность и структура при высоком давлении. J. Geophys. Res. (в печати)
Берман, Р.Г.Внутренне согласованные термодинамические данные для минералов в системе Na2O-K2O-CaO-MgO-FeO-Fe2O3-Al2O3-SiO2-TiO2-h3O-CO2. J. Petrol. 29 , 445–522 (1988)
ADS CAS Статья Google ученый
Робинсон К., Гиббс Г. В. и Риббе П. Х. Квадратичное удлинение – количественная мера искажения координационных многогранников. Наука 172 , 567–570 (1971)
ADS CAS Статья Google ученый
Смит, Дж.Р. и Биш, Д. Л. Кристаллические структуры и катионные участки породообразующих минералов (Аллен и Анвин, Бостон, 1988)
Google ученый
Rothbauer, R. Untersuchung eines 2M1-Muskovits mit Neutronenstrahlen. Neues Jb. Минеральная. Mh. 4 , 143–154 (1971)
Google ученый
Россман, Г. Р. Спектроскопия слюд. Ред. Минеральное. 13 , 145–181 (1984)
CAS Google ученый
Эссен, Э. Дж. И Пикор, Д. Р. Термометрия минералов глины – критическая точка зрения. Глины Минералы глины 43 , 540–553 (1995)
ADS CAS Статья Google ученый
Донг, Х., Пикор, Д. Р. и Фрид, Р. Л. Фазовые соотношения между смектитом, иллит-смектитом R1 и иллитом. Am. Минеральная. 82 , 379–391 (1997)
ADS CAS Статья Google ученый
Шредер П. и Ирби Р. Подробные характеристики дифракции рентгеновских лучей иллит-смектита из калиевого бентонита ордовика, округ Уокер, штат Джорджия, США. Глиняные минералы 33 , 671–674 (1998)
ADS CAS Статья Google ученый
Шау, Ю.Х., Пикор, Д. Р. и Эссен, Э. Дж. Корренсит и смешанный хлорит / коренсит в метабазальте из северного Тайваня: ПЭМ / АЭМ, EMPA, XRD и оптические исследования. Contrib. Минеральная. Бензин. 105 , 123–142 (1990)
ADS CAS Статья Google ученый
Сродон, Дж., Морган, Д. Дж., Эслингер, Э. В., Эберл, Д. Д. и Карлингер, М. А. Химия иллита / смектита и конечного члена иллита. Глины Минералы глины 34 , 368–378 (1986)
ADS CAS Статья Google ученый
Сродон, Дж.Природа смешанослойных глин и механизмы их образования и изменения. Annu. Преподобный “Планета Земля”. Sci. 27 , 19–53 (1999)
ADS CAS Статья Google ученый
Надо, П. Х., Уилсон, М. Дж., МакХарди, У. Дж. И Тейт, Дж. М. Межчастичная дифракция: новая концепция для переслаивающихся глин. Глиняные минералы 19 , 757–769 (1984)
ADS CAS Статья Google ученый
Касама Т., Мураками Т., Кохьяма Н. и Ватанабе Т. Экспериментальные смеси смектита и ректорита: повторное исследование «фундаментальных частиц» и «межчастичной дифракции». Am. Минеральная. 86 , 105–114 (2001)
ADS CAS Статья Google ученый
Якобсен, Х. Дж., Нильсен, Н. К. и Линдгрин, Х. Последовательности заряженных листов в ректорите. Am. Минеральная. 80 , 247–252 (1995)
ADS CAS Статья Google ученый
Алтанер, С.П. и Илаган Р. Ф. Сравнение структурных моделей смешанного слоя иллит-смектит и механизмов реакции иллитизации смектита. Глины Минералы глины 45 , 517–533 (1997)
ADS CAS Статья Google ученый
Ан, Дж. Х. и Пикор, Д. Р. Просвечивающее и аналитическое электронно-микроскопическое исследование перехода смектита в иллит. Глины Минералы глины 34 , 165–179 (1986)
CAS Статья Google ученый
Надо, П.Х., Уилсон, М. Дж., Макхарди, У. Дж. И Тейт, Дж. М. Превращение смектита в иллит во время диагенеза: данные по некоторым иллитовым глинам из бентонитов и песчаников. Минерал. Mag. 49 , 393–400 (1985)
CAS Статья Google ученый
Хауэр, Дж., Эслингер, Э. В., Хауэр, М. Э. и Перри, Э. А. Механизм погребального метаморфизма глинистых отложений: минералогические и химические данные. Геол. Soc. Являюсь. Бык. 87 , 725–737 (1976)
ADS CAS Статья Google ученый
Эберл Д. Д., Дритс В. А. и Сродон Дж. Выведение механизмов роста минералов из форм распределения кристаллов по размерам. Am. J. Sci. 298 , 499–533 (1998)
ADS CAS Статья Google ученый
Monkhorst, H.J. & Pack, J. D. Особенности интегрирования зоны Бриллюэна. Phys. Ред. B 13 , 5188–5192 (1976)
ADS MathSciNet Статья Google ученый
Benincasa, E., Brigatti, M. F., Medici, L. & Poppi, L. Богатый калием ректорит из каолинизированного слюдяного сланца зоны Сезия-Ланцо, Италия. Глиняные минералы 36 , 421–433 (2001)
ADS CAS Статья Google ученый
Границы | Низкотемпературная дегидратация глинистых минералов способствует разбавлению поровых вод на подводном дне склона Берингова моря
Введение
Преобразование смектита в иллит (S-I) – повсеместная и важная особенность процессов пост-осадочных изменений.Смектит в основном образуется в результате изменения вулканокластических материалов (Banfield et al., 1991). В ходе диагенеза погребения смектит трансформируется в более устойчивый глинистый минерал иллит. Этот процесс высвобождает диоксид кремния, межслойную воду и катионы, связанные с фиксацией калия (например, Perry and Hower, 1972; Freed and Peacor, 1989; Huang et al., 1993), как показано в следующей реакции (Perry and Hower, 1972). :
смектит + K ++ Al3 + = иллит + кремнезем + h3OБыло высказано предположение, что выделение кремнезема и катионов является источником кремнеземистых или карбонатных цементов, влияющих на пористость связанного осадка (например,г., Hower et al., 1976; Lynch et al., 1997). Выброс воды может вызвать высокое давление порового флюида, разломы и миграцию углеводородных газов (Брюс, 1984; Фрид и Пикор, 1989; Браун и др., 2001). Обычно считается, что преобразование SI происходит в условиях высокой температуры и высокого давления в глубоких залегающих отложениях (Perry and Hower, 1970; Eberl and Hower, 1976; Hower et al., 1976; Freed and Peacor, 1989; Pytte and Reynolds, 1989). Оптимальный диапазон температур для этой реакции составляет ок.60–160 ° С. Следовательно, преобразование, происходящее через промежуточные соединения смешанного слоя иллит-смектит (I / S), в которых процентное содержание слоев иллита увеличивается с повышением температуры, использовалось в качестве геотермометра для ограничения оценок истории бассейна (например, Perry and Hower , 1970; Pytte, Reynolds, 1989; Huang et al., 1993). Однако преобразование S-I является более сложным, чем принято считать, и что химические переменные также могут влиять на скорость реакции (например, Inoue et al., 1988; Уитни и Нортроп, 1988). Например, превращение зависит от состава предшественника, например, от доступности K + и Al 3+ из других минеральных фаз (Kastner et al., 1991). На скорость трансформации также влияет обилие воды в системе (Whitney, 1990). Уменьшение содержания воды замедляет преобразование S-I.
В дополнение к физическим и химическим изменениям глинистых минералов, экспериментальные исследования показали, что микробное восстановление Fe (III) в смектите способствует преобразованию S-I при температурах ниже 40 ° C (Kim et al., 2004; Ку и др., 2016). Kim et al. (2004) пришли к выводу, что этот процесс происходит за счет уменьшения положительного заряда в октаэдрическом листе в результате восстановления Fe (III), сопровождаемого фиксацией K в прослойках для уравновешивания заряда. Другие экспериментальные исследования показали, что микробная активность способствует трансформации S-I (Zhang et al., 2007a, b), но трансформация при температурах ниже 40 ° C редко встречается в естественных осадочных средах. Buatier et al. (1992) представили доказательства, основанные на наблюдениях с помощью просвечивающего электронного микроскопа (ТЕМ), что некоторое количество смектита трансформируется при температурах ниже 30 ° C, связанных с зоной деколлемента в аккреционном клине Барбадоса, где соотношение вода / порода высокое и циркуляция жидкости очень активна. .Однако прямых доказательств микробного стимулирования трансформации S-I в естественной среде нет.
В этом контексте было сделано предположение, что обезвоживанию глинистых минералов способствовало уменьшение содержания Fe (III) в отложениях склона Берингова моря микробами на основе химического состава поровых вод, полученного в ходе экспедиции 323 Комплексной программы океанского бурения (IODP) (Takahashi et al. , 2011a; Pierre et al., 2016). В отложениях на склоне Берингова моря значительное уменьшение солености как поровой воды, так и концентраций Cl – между ~ 150 и 300 mbsf было приписано высвобождению кристаллической воды низкой солености в результате преобразования S-I (Takahashi et al., 2011б). Кроме того, наблюдались богатые железом аутигенные карбонаты, образовавшиеся во время более позднего диагенеза и более глубокого захоронения из обогащенного 13 С-обогащенного пула растворенного неорганического углерода, связанного с метаногенезом (Pierre et al., 2016). Для осаждения богатого железом карбоната требуется не только растворенный неорганический углерод, но также растворенный Fe 2+ в поровой воде. Действительно, наблюдались повышенные концентрации растворенного Fe 2+ в поровой воде с пиком концентрации около 100 mbsf (Takahashi et al., 2011б). На основании этих наблюдений Pierre et al. (2016) предположили, что восстановление Fe (III) в глинистых минералах метаногеном способствует низкотемпературному преобразованию S-I и впоследствии высвобождает Fe 2+ в поровые воды. Однако результаты химического анализа поровой воды на борту не являются свидетельством ни выделения кристаллической воды в результате преобразования SI, ни восстановления Fe (III) в глинистых минералах, потому что есть другие возможные объяснения уменьшения солености, такие как диссоциация гидрата метана (Takahashi et al., 2011б). Кроме того, отсутствуют подтверждающие минералогические и химические данные для низкотемпературного преобразования S-I и восстановления Fe (III) в глинистых минералах.
В этом исследовании мы оценили гипотезу о том, что микробное восстановление Fe (III) в глинистом минерале, которое может способствовать трансформации SI, и трансформация SI происходят при температурах ниже 40 ° C в отложениях континентального склона Берингова моря до ~ 800 mbsf. путем изучения химического состава поровых вод, минералогии глин и химического состава глинистых минералов.
Условия окружающей среды
Берингово море – окраина северной части Тихого океана, окруженная полуостровом Аляска на востоке и северо-востоке, Алеутскими островами на юге, материковой частью России и полуостровом Камчатка на западе и северо-западе. Образцы донных отложений были получены буровым судном JOIDES Resolution на трех участках во время 323-й экспедиции IODP в июле-сентябре 2009 г .: Участок U1343 (глубина воды 1952 м, глубина керна 745 мбф) и участок U1344 (глубина воды 3172 м, глубина керна). 745 mbsf) на северо-восточном склоне Берингова моря и Участок U1341 (глубина воды 2177 м, глубина керна 600 mbsf) на хребте Бауэрс, который простирается на ~ 300 км к северу от Алеутских островов (Рисунок 1).
Рисунок 1 . Карта расположения Берингова моря с указанием участков IODP U1341, U1343 и U1344. Батиметрическая карта была воспроизведена из Ijiri et al. (2012) с разрешения правообладателя (Elsevier) (номер лицензии: 4272310281900).
Склон Берингова моря – это территория с чрезвычайно высокой первичной продукцией, где биогенные вещества, вероятно, переносятся из эвфотической зоны за счет приливного перемешивания на континентальном шельфе и склоне, а также за счет поперечной циркуляции Берингова склонового течения, включая мезомасштабные водовороты вблизи шельфа. край (e.г., Springer et al., 1996). Силикокластический материал является доминирующим компонентом отложений склона Берингова моря. Скорость седиментации очень высока, поскольку поступление силикокластического материала с континентального шельфа велико (21–58 см тыс. Лет назад −1 на участке U1343 и 29–50 см тыс. Лет назад −1 на участке U1344; см. Takahashi et al. , 2011a), а скорость захоронения органического углерода также высока, что обеспечивает благоприятные осадочные среды обитания для микробных сообществ, питающихся органическим топливом (Wehrmann et al., 2011; Kallmeyer et al., 2012). Геотермические градиенты, измеренные на глубинах до 130–140 м3 / фут на участках U1343 и U1344, составляют 49,0 и 53,3 ° C км –1 , соответственно (Takahashi et al., 2011b). Если можно предположить, что эти градиенты являются линейными по всей колонке осадка с керном, тогда температура in situ в керне должна быть, как правило, ниже 40 ° C.
Участок U1341 на хребте Бауэрс находится в открытой морской зоне Берингова моря (Takahashi et al., 2011a). В отложениях преобладают диатомовые илы, а скорость оседания составляет ~ 12 см тыс. Лет назад −1 (Takahashi et al., 2011а). Геотермический градиент на хребте Бауэрс на 67,8 ° C км −1 круче, чем градиент на участках склона Берингова моря. Учитывая высокий температурный градиент в Зоне 1341, глубина, на которой происходит трансформация S-I, самая малая, как в Зоне 1341.
Материалы и методы
Анализы проб поровой воды
проб поровой воды было отобрано на борту судна после извлечения керна с помощью отжима из нержавеющей стали (Manheim and Sayles, 1974; Takahashi et al., 2011b).Концентрации Cl – и K + в образцах поровой воды были измерены на борту с помощью ионного хроматографа, а концентрация растворенного Fe была также измерена на борту с помощью оптической эмиссионной спектроскопии с индуктивно связанной плазмой (Takahashi et al., 2011b).
Изотопный состав кислорода (δ 18 O) образцов поровой воды был проанализирован в Kochi Core Center (KCC) с использованием масс-спектрометра (GV IsoPrime, UK) с автоматической системой уравновешивания CO 2 -H 2 O (GV MultiPrep, Великобритания).Стандартное отклонение от повторных анализов изотопов кислорода лабораторного стандарта (глубоководные воды Индийского океана) составило <0,03 ‰. Результаты представлены здесь как отклонение в миллионах от Венского стандартного среднего уровня воды в океане (VSMOW).
Изотопный состав водорода (δD) образцов поровой воды был проанализирован методом лазерной абсорбционной спектроскопии (LWIA-24-EP, Los Gatos Research Inc., США) в KCC. Стандартное отклонение лабораторного стандарта (глубоководная вода Индийского океана) при повторном изотопном анализе водорода было <0.3 ‰.
Образцы донных отложений
Аликвотные пробы донных отложений для анализа минерального и химического состава глинистой фракции были отобраны в KCC из образцов керна, взятых на площадках U1341, U1343 и U1344. Интервал отбора проб составлял 50 м на глубине менее 300 м на глубину и 100 м на глубине менее 300 м на глубину. Осадок состоит в основном из двух компонентов: опаловых диатомовых створок и силикокластических зерен (в основном глины и мелкого ила) (Aiello, Ravelo, 2012). Осадки участка U1341 на хребте Бауэрс в основном состоят из биогенных отложений.Источники терригенного происхождения – Камчатско-Алеутский и река Юкон (Айелло, Равело, 2012). Алеутский хребет, вулканогенно-плутоническая дуга, является источником большинства обильных пирокластических материалов.
Глинистую фракцию (<2 мкм) отделяли на центрифуге при 1500 об / мин в течение 1 мин. Размер фракции глинистой фракции в валовом осадке определяли путем взвешивания высушенной пробы осадка и отделенной фракции глинистой массы.
Рентгеноструктурный анализ фракции глины
Мы выполнили рентгеноструктурный анализ (XRD) для определения минералогии фракций глинистого размера.Суспензии глины капали на предметные стекла и сушили в печи при 50 ° C для приготовления ориентированных образцов. Рентгенограммы ориентированных образцов были получены на рентгеновском дифрактометре (Spectris PANalytical, X’pert PRO MPD) с использованием излучения CuKα при 40 кВ и 40 мА, с расходимостью 1/2 ° и антирассеивающими щелями, 1/2 °. приемная щель и скорость сканирования 0,021 ° с -1 с шагом 0,017 ° по 2θ. После этого сканирования образцы были насыщены парами этиленгликоля (EG) при 50 ° C в течение более 5 часов (называемого здесь состоянием EG), а затем сканирование XRD было повторено.Для каждого образца насыщение парами EG и сканирование XRD проводили дважды, то есть один и тот же ориентированный образец снова насыщали парами EG в течение 5 часов и повторно сканировали.
Мы рассчитали соотношение кристаллитов иллита и смектита в фазах смешанного слоя иллит / смектит (I / S), используя методику Мура и Рейнольдса (1997), используя угловое разделение (Δ ° 2θ) между композитным иллит- Отражение (001) / смектит- (002) (при 2θ ≈ 10,5 °) и композитное отражение иллит- (002) / смектит- (003) (при 2θ ≈ 16 °) для определения отношения I / S.Для объективного определения угла тонких пиков композитного отражения иллит- (001) / смектит- (002) и композитного отражения иллит- (002) / смектит- (003) использовался программный пакет X’Pert. HighScore (PANalytical BV, Нидерланды). Сначала мы вычли базовую линию из спектра XRD, а затем программное обеспечение автоматически определило углы пиков. Мы использовали средние значения углов, определенные при дублировании XRD-сканирования. Средняя ошибка в процентном соотношении межслоевого смектита при использовании этого метода, как сообщается, составляет 2–8% (Hathon, 1992).Мы также использовали ранее опубликованные данные XRD для образцов с участка U1343 (Kim et al., 2015) для расчета содержания иллита в фазе смешанного слоя I / S. Всего были использованы данные 184 расколов проб донных отложений Участка U1343. Эти расщепления были извлечены с интервалами ~ 1,6 м на 0 – 145 mbsf и ~ 5 м на 330 – 745 mbsf. Мы использовали возрастную модель для Участка U1343, основанную на стратиграфии изотопов кислорода бентосных фораминифер для того же участка (Asahi et al., 2014; Kim et al., 2015), чтобы классифицировать данные XRD участка U1343 на ледниковые или межледниковые отложения.
Доли доминирующих глинистых минералов во фракции глинистой крупности были оценены полуколичественно после Biscaye (1965). Мы идентифицировали небольшой вклад каолинита (002) в пике при 24–26 ° и разложили этот пик на элементарные пики каолинита (002) и хлорита (004) с помощью программного обеспечения Profile Fit (Philips PROFIT v.1.0) (Guo and Underwood , 2011). Затем мы определили относительный состав каолинита и хлорита.
Наблюдения с помощью просвечивающего электронного микроскопа
Два образца отложений, в которых на рентгеновских дифрактограммах керна Участка U1343 наблюдались высокие пики интенсивности глинистых минералов, были подвергнуты ТЕМ-анализу: 28H-5w-70-71cm (267.7 mbsf) и 83X-6w-75-76cm (778,175 mbsf). Образцы заливали эпоксидной смолой LR White (твердый), как описано Kim et al. (1995) и Uramoto et al. (2014). Предыдущая проблема при исследовании I / S минералов со смешанным слоем с помощью просвечивающей электронной микроскопии заключалась в схлопывании расширяющихся прослоек в высоком вакууме, что очень затрудняло различение слоев смектита и иллита. Недавние усовершенствования методов визуализации и подготовки образцов позволили решить эту проблему за счет постоянного расширения прослоек смектита с использованием L.Смола Р. Уайт (Kim et al., 1995). Часть была обработана в ультратонкую фольгу размером 10 × 5 мкм и толщиной ~ 100 нм с использованием пучка ионов Ga после осаждения углеродных защитных слоев в аппарате сфокусированного ионного пучка (FIB, Hitachi SMI4050). Фольга была закреплена на сетке из Cu, а затем исследована с помощью ПЭМ (JEOL JEM-ARM200F), работающего при ускоряющем напряжении 200 кВ. Микроструктуры исследовали методом визуализации решетчатой каймы. Химический состав минеральных частиц был получен с помощью энергодисперсионного рентгеновского спектрометра с кремниевым дрейфовым детектором 100 мм 2 с использованием размера пятна луча более 20 нм и времени сбора данных менее 30 с для минимизации селективных элементных потерь. из-за повреждения электронного луча во время измерения.
57 Fe мессбауэровская спектроскопия фракции размера глиныДля определения химического состояния железа во фракциях размера глины, мы исследовали 12 образцов из Участка U1343 и 6 образцов из U1344 с помощью 57 Fe мессбауэровской спектроскопии. Мессбауэровские спектры были измерены с помощью мессбауэровского спектрометра Topologic Systems MFD-110D в Университете Токио с использованием источника Co / Rh объемом 1,11 ГБк 57 при комнатной температуре. Сравнивая мессбауэровские параметры (изомерный сдвиг, квадрупольное расщепление и внутреннее магнитное поле) со стандартными данными, мы идентифицировали составляющие Fe 2+ и Fe 3+ , а затем рассчитали их относительные содержания.Мессбауэровские спектры рассчитывались методом наименьших квадратов с ограничениями по интенсивности и полуширине пиков. Все дублеты считались симметричными.
Основные и микроэлементы фракции крупности глины
Концентрации основных элементов во фракциях размера глины анализировали с помощью масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS). Глинистые фракции разлагали смешанными кислотами HF-HNO 3 , сушили и растворяли в 3 М HNO 3 . Образцы разбавляли и измеряли с помощью Agilent 7700 ICP-MS в KCC, используя In в качестве внутреннего стандарта.
Результаты
Химия поровых вод
На обоих участках на склоне Берингова моря (U1343 и U1344) концентрации Cl – в поровых водах обычно уменьшались с увеличением глубины с ~ 560 до 500 мМ, хотя значения сильно различались (Рисунки 2A, B). На участке U1343 концентрации на глубинах менее 420 мбс были разбросаны, и наблюдались некоторые отрицательные отклонения (дискретные всплески с низким содержанием Cl –) между 150 и 420 мбф (рис. 2А). В Зоне U1344 концентрации также были разбросаны с дискретными всплесками Cl – около 270 и 360 mbsf (рис. 2B).На участке U1341 на Бауэрс-Ридж концентрация Cl – была почти постоянной и составляла ~ 550 мМ (рис. 2С).
Рисунок 2 . Химический состав поровых вод на площадках U1341, U1343 и U1344. Вертикальные профили поровой воды Cl – для (A) U1343, (B) U1344 и (C) U1341; из K + для (D) U1343, (E) U1344 и (F) U1341; и Fe для (G) U1343, (H) U1344 и (I) U1341.Ромбами показаны дискретные всплески с низким содержанием Cl – от 150 до 420 mbsf на участках U1343 и U1344. Эти данные были представлены в Takahashi et al. (2011b). Синие пунктирные линии в (A – F) показывают концентрации Cl – и K + в морской воде. Красные линии в (G, H) показывают глубину SMTZ (Wehrmann et al., 2011). Возрастная модель была основана на Horikawa et al. (2015) для Зоны U1341, Асахи и др. (2014) для Зоны U1343 и Okazaki et al. (2016) и Takahashi et al.(2011b) для Зоны U1344. Температура оценивается путем экстраполяции геотермических градиентов, измеренных на глубинах до 130–140 баррелей.
Концентрация K + в поровых водах на Участке U1343 немного увеличилась с 10 мМ у поверхности осадка до 12 мМ при 150 м фунт-фут, затем снизилась до ~ 6 мМ на больших глубинах (рис. 2D). Концентрация K + уменьшалась с увеличением глубины на участке U1344 (рис. 2E), но не наблюдалась снижения на участке U1341 (рис. 2F).
Концентрации растворенного Fe в поровых водах на участках U1343 и U1344 были сильно разбросанными, в диапазоне от 0 до 80 мкМ (Рисунки 2G, H).В Зоне U1343 концентрация Fe достигла максимума 60 мкМ при ~ 50 мбф и была <25 мкМ ниже глубины 100 мбф (рис. 2G). В Зоне U1344 концентрация Fe достигла максимума 80 мкМ при 100–200 мбф и была <30 мкМ ниже 400 мбф (рис. 2H). На сайте U1341 концентрация Fe достигла максимального значения 17 мкМ при 4 м фунт-сила-фут и была <5 мкМ или не была обнаружена ниже 20 м фунт-сила (рис. 2I).
Вертикальные профили δ 18 O и δD в поровых водах на всех трех участках показали пики около 30–50 mbsf (Рисунки 3A – F).На участке U1343 δ 18 O увеличивалось с +0,2 до + 1,8 ‰ с увеличением глубины, в то время как δD продолжало уменьшаться с -2 до -10 ‰ с увеличением глубины ниже ~ 120 mbsf (Рисунки 3A, D). На участке U1344 δ 18 O увеличилось с +0,2 до + 1,4 ‰, тогда как δD продолжало уменьшаться с −2 до −9 ‰ с увеличением глубины ниже ~ 140 mbsf (Рисунки 3B, E). На участках U1343 и U1344 значения δ 18 O и δD ниже 120–140 mbsf имели сильную отрицательную корреляцию (рисунки 3G, H). Их изменения казались пропорциональными уменьшению концентраций Cl – (Рисунки 2A, B) с увеличением глубины.Более конкретно, графики концентраций Cl – в зависимости от δ 18 O и δD ниже 120–140 mbsf на участках U1343 и U1344 показывают две тенденции.
Рисунок 3 . Стабильный изотопный состав кислорода и водорода поровых вод на площадках U1341, U1343 и U1344. Вертикальные профили поровой воды показаны δ 18 O для (A) U1343, (B) U1344 и (C) U1341 и δD для (D) U1343, (E) U1344 и (F) U1341.Также показаны δ 18 O в зависимости от δD для участков (G) U1343, (H), U1344 и (I), U1343. Ромбами показаны образцы с дискретными всплесками Cl – от 200 до 420 mbsf на участках U1343 и U1344. Синие пунктирные линии в (A – F) показывают значение стандартной средней океанской воды (0 ‰ VSMOW). Черные сплошные линии в (G – I) показывают глобальную линию метеорной воды (GMWL).
Дискретные низкие всплески Cl –, наблюдаемые между ~ 200 и ~ 450 mbsf на участках U1343 и U1344, показывают обогащение 18 O, пропорциональное истощению Cl – со слабой или умеренной корреляцией, но очень слабой или отсутствующей корреляцией между Cl – и δD ( R 2 <0.1) (Рисунки 4A, B, D, E). На участке U1343 дискретные пики с низким содержанием Cl –, наблюдаемые между 141 и 225 мбф, не показывают взаимосвязи с δ 18 O и δD, но дискретные низкие пики Cl – между 247 и 423 мбф демонстрируют слабую корреляцию между что обогащение 18 O пропорционально истощению Cl – ( R 2 = 0,31) (Рисунки 4A, D). На участке U1344 дискретные низкие пики Cl – на уровне около 270 и 360 mbsf показывают, что обогащение 18 O пропорционально истощению Cl – с умеренной корреляцией ( R 2 = 0.55) (Рисунки 4B, E).
Рисунок 4 . Cl – в сравнении с δ 18 O (A – C) , δD (D – F) и K + (G – I) в поровых водах на площадках U1341, U1343 и U1344 , соответственно. Белые кружки на участках (A, B) , (D, E) и (G, H) показывают образцы с глубиной менее 120–140 мбс на участках U1343 и U1344. Открытые ромбики в (A, B) показывают дискретные низкие шипы Cl –, мелкие, менее 200 мбф на U1343.Закрашенные ромбики показывают дискретные всплески с низким содержанием Cl – от 200 до 450 мегабайт на площадках U1343 и U1344. Сплошные линии в (A, B, D, F) показывают линии регрессии. Сплошные линии в (G) и (H) показывают ожидаемую линию разбавления морской воды пресной водой.
В отличие от дискретных низких всплесков Cl –, большинство данных попадает на линию тренда, которая четко показывает обогащение 18 O и обеднение D пропорционально истощению Cl –.На участке U1343 большая часть данных по поровым водам показывает умеренную корреляцию между обогащением 18 O и истощением Cl – ( R 2 = 0,49) и между истощением D и истощением Cl – ( R ). 2 = 0,46) (Рисунки 4A, D). На участке U1344 большинство данных показывают умеренную корреляцию между обогащением 18 O и истощением Cl – ( R 2 = 0,58) и сильную корреляцию между истощением D и истощением Cl – ( R 2 = 0.65) (Рисунки 4B, E).
Значения δ 18 O на участке U1341 варьировались от 0 до +0,6 ‰. Они увеличились с 0,2 при 200 мбф до 0,6 около 270 мбф, и были почти постоянными на 0,4 ниже 300 мбф (рис. 3C). Значения δD из Участка U1341 варьировались от -0,5 до + 3 ‰. Ниже пика с высоким значением δD при 60 мбф, значения δD немного уменьшились с увеличением глубины от 0 до -1 ‰ (Рисунок 3F).
Рентгеноструктурный анализ фракции глины
На рис. 5 показаны репрезентативные примеры дифрактограмм рентгеновских лучей для богатых и бедных глиной образцов, взятых из Участка U1343.Распределение пиков свидетельствует о наличии в глинистой фракции смектита, иллита, хлорита и каолинита. Пик при 2θ ≈ 9 °, на который не повлияла сольватация ЭГ, представляет собой иллит (001). Сдвиг пика от 6,4 ° 2θ до 5,5 ° 2θ в результате насыщения EG указывает на смесь дискретного смектита и смешанного слоя I / S. Тонкий пик при 2θ ≈ 10,5 ° представляет собой композитный рефлекс иллит- (001) / смектит- (002). Составное отражение иллит- (002) / смектит- (003) при 2θ ≈ 16 ° было обнаружено в образце, богатом глиной (Рисунок 5A; Рисунки S1, S2).На рис. 6 показаны вертикальные профили рентгеновских дифрактограмм с участков U1341, U1343 и U1344. Рентгеновские дифрактограммы с участков U1343 и U1344 аналогичны. Интенсивность пиков глинистых минералов была ниже в образцах с участков U1341, чем в образцах с участков U1343 и U1344. Составные отражения иллит- (002) / смектита- (003) были обнаружены в богатых глинами образцах со склона Берингова моря, тогда как в глинистых образцах наблюдался только тонкий пик иллит- (002) / смектит- (003). бедный образец Бауэрс Ридж (Рисунки S1, S2).
Рисунок 5 . Репрезентативные рентгеновские дифрактограммы глинистой фракции на участке U1343. (A) Глинистый осадок из U1343-28H-5w-70-71cm и (B) бедный глиной осадок из U1343-58X-6w-75-76cm. Серые и черные линии показывают результаты для образцов, высушенных на воздухе и насыщенных EG, соответственно.
Рисунок 6 . Вертикальные профили рентгеновских дифрактограмм с участков U1341, U1343 и U1344. Базовая линия каждой дифрактограммы на ее левом крае (2θ = 3 °) соответствует глубине отбора проб.Светлые и закрашенные треугольники указывают на обнаруженные составные рефлексы иллита- (001) / смектита- (002) и иллита- (002) / смектита- (003) соответственно. Увеличенные виды обнаруженных составных отражений показаны на рисунках S1, S2.
Содержание иллита в смешанном слое I / S оценивалось по угловому разделению (Δ ° 2θ) между обнаруженными составными рефлексами иллита- (001) / смектита- (002) и иллита- (002) / смектита- (003). ) (Рисунок 7; Таблицы S1, S2). На участке U1343 предполагаемое содержание иллита в глинистых минералах смешанного слоя I / S составляло <6% на глубинах менее 144 mbsf, достигало максимума 17% при 144 mbsf и варьировалось от 5 до 14% с большим разбросом. ниже 144 mbsf.Аналогичная тенденция наблюдалась и на Зоне U1344; содержание увеличилось с 2% при 40,2 млн фунтов до 11% при 210,6 млн фунтов, а затем снизилось до 8% при 485,3 млн фунтов. На участке U1341 составные отражения I / S были обнаружены только от одного образца на глубине 164 mbsf, и расчетное содержание иллита составило 2% в смешанном слое I / S.
Рисунок 7 . Вертикальный профиль содержания иллита в смешанном слое I / S на участках U1341, U1343 и U1344.
Глинистая фракция составляла большую часть каждого образца на участках U1343 и U1344 (0.3–24 мас.%, В среднем 14 мас.%), Чем в отложениях Участка U1341 в Бауэрс Ридж (0,2–8,3 мас.%, 2,9 мас.% В среднем) (рис. 8A).
Рисунок 8 . Глинистая фракция (<2 мкм) и минеральный состав глины на участках U1341, U1343 и U1344. (A) Вертикальный профиль глинистой фракции (<2 мкм) в валовых осадках. (B) Относительное процентное содержание смектита, иллита, хлорита и каолинита.
На участках U1343 и U1344 содержание смектита, иллита и хлорита + каолинита в глинистой фракции составляло 17–51, 31–53 и 13–33%, соответственно (рис. 8B).На участке U1341 некоторые рентгеновские дифрактограммы показали очень низкие пиковые интенсивности глинистых минералов, и не все составы могли быть оценены. Содержание смектита было больше, а иллита меньше, чем на участках U1343 и U1344.
Наблюдения с помощью ПЭМ
Мы идентифицировали частицы смектита, дискретного иллита и хлорита в двух пробах из Участка U1343 с помощью ТЕМ-наблюдения (Рисунки S3 – S5). Мы также идентифицировали эти глинистые минералы с помощью рентгеноструктурного анализа (рис. 5, 6).
В верхнем образце (28H-5w-70-71cm) обнаружена одна частица смектита 0.Длина 25 мкм, содержащая небольшую часть межслоевого иллита, о чем свидетельствует изменение расстояния между слоями с 1,3 нм (характерно для смектита) до 1,0 нм, расстояние между слоями (001) иллита (например, Drits et al., 1997) ( Рисунки 9а, б). Энергодисперсионный рентгеновский анализ показал, что эти слои на вершине частицы смектита имели более высокие содержания Al и K и более низкие содержания Mg и Fe, чем слои в центральной части той же частицы, и Mg / Si, Al / Отношения интенсивности рентгеновского излучения Si, K / Si и Fe / Si также отчетливо различались между острием и центральной частью частицы (рис. 9c).
Рисунок 9 . ПЭМ-микрофотография частицы смектита в образце 28H-5w-70-71cm (267,7 mbsf) из Зоны U1343. (а) Мелкие частицы смектита около частицы хлорита; белый прямоугольник очерчивает область, показанную в (b) . (b) Изображение края решетки ПЭМ с высоким разрешением, показывающее, что смектит (расстояние между слоями 1,3 нм) частично превращается в иллит (1,0 нм). Красные и черные кружки очерчивают области в верхней и центральной частях соответственно, которые были проанализированы с помощью энергодисперсионной рентгеновской спектроскопии (EDS). (c) Спектры EDS кончика (красная линия) и центра (черная линия) частицы смектита с соотношением рентгеновских лучей для каждого элемента. Интенсивности пиков Si были согласованы для нормализации двух спектров. Пик Ga является артефактом пучка ионов Ga, использованного при изготовлении ультратонкой фольги.
Fe
3+ / Fe 2+ в глинистой фракции Мёссбауэровская спектроскопияпоказала, что образцы с участков U1343 и U1344 имели одинаковые вертикальные профили содержания Fe 3+ в общем содержании Fe во фракции глинистой крупности, снижаясь с ~ 70% у поверхности осадка до ~ 60% при 300 mbsf и оставаясь на 50–60% ниже 400 mbsf (Рисунок 10A).Отношения Fe 3+ / Fe 2+ снизились с ~ 2,5 около поверхности осадка до 1,5 при 30 м фунт-фут и были ниже 1,5 ниже 400 м фунт-фут (Рисунок 10B).
Рисунок 10 . Вертикальный профиль относительных содержаний (A) Fe 3+ в целом Fe и (B) Fe 3+ / Fe 2+ во фракции глинистой фракции на участках U1343 и U1344, определенных 57 Fe-мессбауэровская спектроскопия.
Основные элементы фракции крупности глины
Концентрации основных элементов в глинистой фракции были одинаковыми на участках U1343 и U1344 (Рисунок S6, Таблица S1).В образце с участков U1341 процентное содержание Mg, Al, K, Ca и Fe ниже, чем в образцах с участков U1343 и U1344. Химический индекс альтерации (CIA) был рассчитан по молекулярной пропорции:
CIA = [Al2O3 / (Al2O3 + CaO + Na2O + K2O)] × 100(Несбитт и Янг, 1982) (рисунок S7, таблица S1). Индекс на участках U1341 варьировался от 18 до 74. Индексы на участках U1343 и U1344 варьировались от 61 до 76 (в среднем 74). Индексы на участках U1343 и U1344 были постоянными с глубиной.
Обсуждение
Дегидратация глинистых минералов и диссоциация гидратов метана, определенная химическим составом поровых вод
Вертикальные профили химического состава поровых вод на склоне Берингова моря (участки U1343 и U1344) показывают снижение концентрации Cl – с глубиной, тенденция, которая не наблюдалась на участке хребта Бауэрс (U1341) (Рисунки 2A – C).Уменьшение Cl – предполагает разбавление исходной поровой воды пресной водой. Возможные источники включают воду, выделяющуюся при диссоциации гидрата метана, пресную воду, полученную при дегидратации глинистых минералов (Takahashi et al., 2011b; Pierre et al., 2016), и диагенез опала (Kastner et al., 1991).
Истощение K + с глубиной на участках U1343 и U1344 может означать поглощение K + в качестве промежуточного слоя K во вновь образованном иллите во время трансформации S-I (Perry and Hower, 1972; Takahashi et al., 2011б). Однако разбавление пресной водой также может вызвать снижение концентрации K + . Если бы разбавление было единственной причиной снижения концентрации K + , то и K + , и Cl – уменьшились бы в той же пропорции. Графики Cl – по сравнению с K + показали две тенденции: уменьшение концентрации K + в соответствии с разбавлением пресной водой и концентрацию K + , которая была ниже значения, ожидаемого от разбавления пресной водой (рисунки 4G, H ).Концентрации K + , соответствующие дискретным низким пикам Cl –, наблюдаемым между 247 и 423 мбф в Зоне U1343 и примерно от 270 до 360 мбф в Зоне U1344, согласуются с разбавлением пресной водой, предполагая, что дискретный низкий уровень Cl – Пики вызваны разбавлением без поглощения K + . Напротив, другие концентрации K + , которые ниже значения, ожидаемого от разбавления пресной водой (рисунки 4G, H), предполагают, что K + был взят за пределы фактора разбавления.Однако поглощение K + также происходит в других ранних диагенетических реакциях, таких как обмен K + на другие межслоевые катионы в смектите и выветренном иллите (Hover et al., 2002). Следовательно, истощение Cl – и K + в поровых водах не является окончательным свидетельством трансформации S-I.
Изотопный состав кислорода и водорода поровой воды является важным индикатором диагенетических процессов и происхождения воды. Вертикальные профили δ 18 O и δD в поровых водах на всех трех участках показали пики на уровне около 30–50 mbsf (Рисунки 2A, C).Эти пики соответствуют реликту окружающей придонной воды во время последнего ледникового максимума. Изменения δ 18 O и δD морской воды, вызванные оледенением и дегляциацией, диффундируют вниз от морского дна, и большой изотопный сдвиг в сторону низких значений, связанный с последней дегляциацией, в основном сохранялся после ослабления. В результате вертикальный профиль поровой воды δ 18 O и δD показывает увеличение на первых 30–50 м ниже морского дна, а затем уменьшение (Schrag and DePaolo, 1993).
Наблюдались две тенденции на графиках концентраций Cl – в зависимости от δ 18 O и δD ниже 120–140 mbsf на участках U1343 и U1344. Дискретные низкие всплески Cl – связаны с 18 O-обогащением и отсутствием изменения δD пропорционально истощению Cl –, тогда как большинство других данных показывают 18 O-обогащение и обеднение D пропорционально Cl – истощение (Рисунки 4A, B, D, E). Эти две тенденции убедительно указывают на то, что для разбавления используются два пресноводных компонента.
Дискретные пики с низким содержанием Cl – предполагают местное разбавление исходной поровой воды. Значения δ 18 O пресноводного компонента были оценены как +5,0 ± 4,9 ‰ на участке U1343 и +2,1 ± 1,9 ‰ на участке U1344 (95% доверительный интервал) путем экстраполяции [Cl – ] = 0 на наблюдаемая тенденция с обогащением 18 O пропорционально обеднению Cl – дискретных низких выбросов Cl –. Эти значения на 2,5–5 выше, чем базовые значения (δ 18 O: ~ 0 ‰) при Cl – 530–540 мМ.Перекристаллизация биогенного опала является возможным источником пресной воды в этом случае, поскольку диагенез опала может обогащать 18 O, но не влиять на D в поровой воде (Dählmann and De Lange, 2003). Другим возможным источником пресной воды является диссоциация гидрата метана, если в процессе отбора проб поровая вода была разбавлена водой, высвобожденной из гидрата метана, который был обогащен 18 O и D (Hesse and Harrison, 1981). Коэффициенты изотопного фракционирования кислорода и водорода в воде между газогидратом и жидкой водой были определены равными 1.0023–1.0032 и 1.014–1.022 соответственно (Maekawa, 2004). Расчетный конечный член (Cl – = 0 мМ) δ 18 Значения O пресной воды для дискретных низких шипов Cl – , которые на 2,2–5 ‰ выше базовых значений (Cl – ~ 530 мМ , δ 18 O ~ 0 ‰ a), аналогичны ранее описанному фракционированию изотопов кислорода. С другой стороны, неизменное значение δD в сочетании с уменьшением Cl – не согласуется с величиной δD гидратной воды, которая на 14–22 ‰ выше, чем в окружающей воде.Однако разбросанные значения Cl – с отрицательными отклонениями характерны для диссоциации гидрата метана во время извлечения керна и отбора проб (Ussler and Paull, 2001). Кроме того, региональные исследования документально подтвердили, что вблизи Участка U1343 последовательность акустически отображает вертикальную серию отражателей, имитирующих дно (BSR). Самый мелкий отражатель на глубине ~ 350 м был связан с образованием порового газогидрата метана, а более глубокий, на высоте ~ 1 км, был связан с диагенетическим переходом опала-A в опал-CT (Cooper et al. ., 1987; Takahashi et al., 2011b). На участке U1344 предполагаемая гидратная BSR акустически слабая, но глубина предполагаемой BSR оценивается примерно в 450 mbsf (Takahashi et al., 2011b). Таким образом, возможно, что дискретные всплески с низким содержанием Cl – , наблюдаемые между ~ 200 и ~ 420 баррелей на площадках U1343 и U1344, можно отнести к диссоциации гидрата метана во время извлечения керна. Максимальные отклонения дискретных низких спайков Cl – от базовых значений вертикальных профилей Cl – составляют от ~ 520 до 495 мМ (4.8%) примерно при 350 мбф на участке U1343 (рис. 2A) и от ~ 530 до 473 мМ (11%) при 278 м3 барр. На участке U1344 (рис. 2B), что указывает на то, что максимальное содержание воды гидрата метана в образцах поровой воды составляют всего 4,8 и 11% на площадках U1343 и U1344 соответственно. Если коэффициент изотопного фракционирования водорода в воде между газовым гидратом и жидкой водой составляет 1,014–1,022 (Maekawa, 2004), тогда значения δD при 350 мбс на участке U1343 и 278 мблс на участке U1344 показывают максимальное отклонение низкого Cl . – шипов должно быть 0.На 6–1,1 и 1,5–2,4 ‰ выше базового значения вертикальных профилей δD на участках U1343 и U1344 соответственно. Эти изменения были бы слишком малы, чтобы их можно было отдельно идентифицировать при большом изменении δD.
В отличие от данных, связанных с дискретными низкими выбросами Cl –, большинство данных построено на тренде, показывающем обогащение 18 O и истощение D пропорционально истощению Cl –, что ясно указывает на то, что поровая вода была изначально разбавленной. за счет пресноводного компонента, отличного от воды гидрата метана.Наблюдаемые взаимосвязи между δ 18 O и δD на участках исследования (рис. 3) далеки от глобальной линии метеорной воды (Craig, 1961) и делают подземные воды, полученные с суши (метеорные воды), очень маловероятным источником низкого уровня воды. Cl – жидкость. Диагенез опала также является маловероятным источником, поскольку перекристаллизация биогенного опала может обогатить 18 O, но не влияет на D в поровой воде (Dählmann and De Lange, 2003). Кроме того, судовой XRD-анализ не выявил каких-либо доказательств диагенеза кремнезема, включая преобразование опала-A в опал-CT, на участках U1343 и U1344 (Takahashi et al., 2011б). Обогащение 18 O и истощение D пропорционально истощению Cl – на участках U1343 и U1344 указывает на то, что наиболее вероятным источником пресной воды является реакция дегидратации с участием глинистых минералов, поскольку при обезвоживании смектита во время преобразования SI выделяется вода. обогащен 18 O и обеднен D (Kastner et al., 1993; Dählmann and De Lange, 2003). Если предположить, что изотопный состав поровой воды определяется простым смешиванием с пресной водой (Cl – = 0), значения δ 18 O и δD пресноводного компонента можно оценить путем экстраполяции [Cl – ] = 0 к наблюдаемым данным по поровой воде; при этом рассчитанные значения будут +20.7 ± 7,5 и -78 ± 29 ‰ соответственно в Участке U1343 и +12,1 ± 3,9 ‰ и -57 ± 15 в Участке U1344 (95% доверительный интервал) (рисунки 4, 11). Расчетный конечный член (Cl – = 0) δ 18 O и δD-значения пресноводного компонента на участках U1343 и U1344 довольно хорошо согласуются с ранее сообщенными стабильными изотопными составами морских глинистых минералов, которые варьируются от +13 до + 29 ‰ для δ 18 O и от −87 до −30 ‰ для δD (Savin, Epstein, 1970; Yeh, 1980; Suchecki, Land, 1983) (рисунок 11).Сильная отрицательная корреляция между δ 18 O и δD (рисунки 3G – I) предполагает, что дегидратация глинистых минералов является доминирующим источником пресной воды, а разбавление за счет диссоциации гидрата метана является локальным явлением.
Рисунок 11 . Расчет теоретических температур образования флюида, предполагающий равновесное фракционирование между поровым флюидом и глинистыми минералами по Hensen et al. (2004). Теоретические значения δ 18 O глин рассчитаны по Шеппарду и Гилгу (1996) при различных температурах на основе жидкостных концевых элементов участков U1343 и U1344 и нанесены на график в зависимости отD-значения рассчитаны по методике Yeh (1980) (темные кружки) и Capuano (1992) (светлые кружки). Синие кружки и пунктирные линии показывают расчет для Зоны U1343, а черные – расчет для Зоны U1344. Заштрихованная область представляет собой диапазон 18 O относительно значений D, ранее сообщенных для морской глины.
Hensen et al. (2004) оценили температуры образования флюидов, образовавшихся в результате обезвоживания глинистых минералов на подводных грязевых вулканах, исходя из предположения, что преобладают условия изотопного равновесия между глинистыми минералами и окружающей поровой водой (Sheppard and Gilg, 1996).Мы рассчитали пластовую температуру флюида по методу, описанному в Hensen et al. (2004). Если предположить, что пресная вода получена в результате обезвоживания глины, и используя расчетный конечный элемент (Cl – = 0) δ 18 O и δD-значения пресной воды в качестве отправной точки, мы можем оценить теоретическое δ 18 O в зависимости от значений δD для глинистых минералов для получения расчетных значений конечного элемента δ 18 O и δD-значений пресноводного компонента при различных температурах с использованием ранее сообщенных значений равновесного фракционирования δ 18 O и δD между глиной и водой ( для δ 18 O, Sheppard and Gilg, 1996; для δD, Yeh, 1980; Capuano, 1992) (рисунок 11).Ранее сообщавшаяся естественная изменчивость 18 O в зависимости от D морской глины может быть использована для ограничения возможных температур пласта флюида путем сравнения их с теоретическими значениями δ 18 O в зависимости от δD для глинистых минералов при различных температурах (рис. 11). На рисунке 11 заштрихованная область показывает ранее сообщенный диапазон 18 O относительно значений D (Savin and Epstein, 1970; Yeh, 1980; Suchecki and Land, 1983). Там, где линии равновесного фракционирования пересекают эту заштрихованную область, температуры 300 ° C для U1343 и 110 ° C для U1344 наблюдались как самые низкие значения.Из-за больших доверительных интервалов расчетных значений δ 18 O и δD для конечного элемента для участка U1343, оценки температуры пласта широко варьируются от 135 ° C до бесконечности. Оценка пластовой температуры для участка U1344 варьируется от 80 до 180 ° C. В обоих случаях расчетная температура пласта слишком высока для in situ образования пресноводного компонента на глубинах керна, где температура ниже 40 ° C. Мы можем рассчитать пластовую температуру флюида с помощью противоположного подхода (Рисунок 12).Во-первых, мы рассчитали теоретические значения δ 18 O в зависимости от δD для воды, уравновешенной природной 18 O в зависимости от D морской глины при различных температурах, используя ранее сообщенные значения равновесного фракционирования δ 18 O и δD между глиной и вода (для δ 18 O, Sheppard, Gilg, 1996; для δD, Yeh, 1980; Capuano, 1992). Температуру пласта можно оценить по пересечению между теоретическими значениями δ 18 O в зависимости от δD воды и значениями конечного элемента δ 18 O и δD пресноводного компонента (Рисунок 12).Температуры на пересечении для δ 18 O составляют 280 ° C для U1343 и 110 ° C для U1344. Температуры на пересечении для δD составляют 170 и 300 ° C для U1343 и 90 ° C для U1344.
Рисунок 12 . Теоретические δ 18 O (A) и δD (B) воды, уравновешенной морской глиной. Теоретические значения δ 18 O воды (черная сплошная кривая) рассчитаны по Шеппарду и Гилгу (1996) при различных температурах на основе ранее сообщенных значений δ 18 O морской глины (заштрихованные серым цветом), а также δD -значения рассчитаны по Yeh (1980) (черная сплошная кривая) и Capuano (1992) (черная пунктирная кривая).Диапазон теоретических значений δ 18 O и δD закрашен голубым. Синие кружки и пунктирные линии показывают теоретический изотопный состав глины, уравновешенный жидким конечным элементом для Участка U1343, а черные – для Участка U1344. Черные стрелки указывают на пересечение между значениями конечных элементов и теоретическими теоретическими значениями δ 18 O и δD воды.
Однако есть две возможности для более высокой температуры пласта. Во-первых, δ 18 O и δD воды, полученной в результате дегидратации глинистых минералов, не находятся в равновесии с таковыми из глинистых минералов; во-вторых, жидкость была получена из нескольких километров ниже морского дна, где температура составляет> 120 ° C.Если предположить, что температурные градиенты на участках U1343 и U1344 (49,0 ° C км −1 и 53,3 ° C км −1 , соответственно; Takahashi et al., 2011b) являются линейными по всей колонке отложений с кернами, тогда расчетные пластовые температуры 300 ° C на Участке U1343 и 110 ° C на Участке U1344 соответствуют примерно 6 и 2 км ниже морского дна, соответственно.
Изотопные профили, показывающие 18 Обогащение O и истощение D пропорционально истощению Cl – ранее сообщалось только из активных зон субдукции и подводных грязевых вулканов, условий, в которых глубинные флюиды мигрировали из нескольких километров ниже морского дна на температуры выше 60 ° C (например,г., Кастнер и др., 1993; Дэлманн и Де Ланге, 2003; Hensen et al., 2004). Учитывая пассивную континентальную окраину склона Берингова моря, адвекция глубинных флюидов маловероятна. Кроме того, четко определенные пики изотопных соотношений в поровой воде при 30–50 mbsf, которые представляют реликтовую придонную воду из последнего ледникового максимума, предполагают, что восходящая адвекция на этих участках чрезвычайно медленная (<0,1 мм y −1 ) ( Шраг и ДеПаоло, 1993). Следовательно, изотопное неравновесие между пресной водой, полученной из дегидратации глинистых минералов in situ , и глинистыми минералами может быть более вероятным на участках U1343 и U1344.
При предположении, что тренд, показывающий обогащение 18 O и истощение D в пропорции к истощению Cl –, был получен из дегидратации глинистых минералов in situ , такой как преобразование SI, мы можем оценить количество вновь образованного иллита во время Преобразование SI из коэффициента разбавления. Максимальное истощение Cl – составляло от ~ 530 мМ при 130 м на фут до ~ 500 мМ на дне керна (5,7%) на участке U1343 (рис. 2A) и от ~ 545 мМ при 140 м на фут до ~ 480 мМ при 760 мМ. mbsf (12%) в Зоне U1344 (Рисунок 2B).На Участке U1343 для максимального истощения поровых вод Cl – (5,7%) в отложениях с пористостью 55% (средняя пористость ниже 130 mbsf на Участке U1343, рисунок S8, Takahashi et al., 2011b) требуется производство 0,031 г воды на кубический сантиметр осадка. Было обнаружено, что смектит в морских отложениях связывает 17,7–27 мас.% Воды (Saffer, Tobin, 2011; Hüpers, Kopf, 2012), в зависимости от условий окружающей среды. Если принять значение связанной воды для смектита равным 20%, тогда оно будет равно 0.16 г смектита / см 3 осадка для получения 0,031 г воды / см 3 осадка; 0,16 г смектита / см 3 составляет 13 мас.% Смектита, когда насыпная плотность в сухом состоянии составляет 1,2 г / см 3 (среднее значение ниже 130 mbsf на Участке 1343, Takahashi et al., 2011b). Другими словами, в этих условиях 13 мас.% Смектита должно превратиться в иллит. Используя тот же расчет, мы оценили, что 31 вес.% Смектита был преобразован в иллит на участке U1344.
Минералогия глины на склоне Берингова моря
Большая доля частиц размером с глину в валовом осадке и высокая пиковая интенсивность глинистых минералов на рентгеновских дифрактограммах на участках U1343 и U1344 по сравнению с участками U1341 (рисунки 6, 8A) четко отражают контраст. между силикокластическими отложениями склона Берингова моря (силикокластики) и диатомовыми илами хребта Бауэрс (диатомовые илы) (Takahashi et al., 2011а). Высокое содержание алюминия в глинистых фракциях на Участках U1343 и U1344 по сравнению с содержаниями на Участках U1341 (рис. S6), что указывает на большую долю алюмосиликата в отложениях на склоне Берингова моря, чем в отложениях на хребте Бауэрс, подтверждают этот вывод. Среднее значение CIA 74 на участках U1343 и U1344 согласуется с большой долей глинистых минералов (Nesbitt and Young, 1982). Постоянное значение CIA с глубиной предполагает, что изменение с захоронением слишком мало, чтобы его можно было обнаружить.Относительно низкие значения CIA на участках U1341 по сравнению с показателями на участках U1343 и U1344, вероятно, вызваны низким содержанием алюминия, что указывает на небольшое содержание алюмосиликата.
Наша полуколичественная оценка, согласно которой фракция глинистости в отложениях на склоне Берингова моря состоит из 15–51% смектита, 35–56% иллита, 11–29% хлорита и 2–10% каолинита (рис. 8B), соответствует другие опубликованные данные о составе глины. Kim et al. (2015) сообщили, что глинистые минералы, депонированные на Участке U1343, происходят в основном с Алеутских островов и что на происхождение глинистых минералов не сильно повлияли ледниково-межледниковые изменения окружающей среды, но состав некоторых глинистых минералов в ледниковый период после среднего плейстоцена Переход (MPT; 200–365 mbsf на Участке U1343) показал низкие концентрации иллита и относительно высокие концентрации смектита.Они сделали вывод, что некоторые отложения с ледникового шельфа у Аляски или ледниковых рек на юго-западе Аляски могли быть перенесены на Участок U1343 во время ледникового периода после MPT (Kim et al., 2015). Мы согласны с тем, что глинистые минералы на склоне Берингова моря имеют преимущественно детритное происхождение.
Трудно отделить эффекты диагенеза от эффектов изменения источника детрита в богатых глиной отложениях, состоящих из смектита, иллита и хлорита, даже если химический состав поровых вод указывает на наличие S-I преобразования.На основании наблюдаемого уменьшения содержания Cl – в поровых водах мы оценили, что 13 и 31 мас.% Смектита в валовых осадках на участках U1343 и U1344, соответственно, были преобразованы в иллит. Однако содержание иллита во фракции глинистой фракции (35–56%), а также оцененная фракция глинистости в валовых осадках (5-25%) сильно различаются. Кроме того, расчетная фракция глинистости в осадке, отделенном с помощью центрифуги, может быть занижена, поскольку центрифуга не может отделить всю фракцию глины от осадка.Учитывая, что ранее сообщенная фракция глины (<4 мкм) варьировалась от 5 до 48% (в среднем 25%, Aiello and Ravelo, 2012), максимальное увеличение в 31 мас.% Иллита было бы слишком маленьким, чтобы его можно было обнаружить среди содержание иллита в сухих валовых отложениях.
I / S Смешанный слой
Составное отражение иллит- (002) / смектит- (003) при 2θ ≈ 16 ° на рентгеновских дифрактограммах (рис. 5, 6) свидетельствует о наличии смешанного слоя I / S (Moore and Reynolds, 1997). , что является индикатором диагенетической трансформации СИ (напр.г., Hower et al., 1976; Пайт и Рейнольдс, 1989). Увеличение содержания иллита в смешанном слое I / S с увеличением глубины до ~ 150 mbsf (Рисунок 7) может подтвердить наш вывод о том, что I / S сформировал in situ на участках склона Берингова моря, по крайней мере, на глубинах меньше 150 мбс. Относительно высокие содержания иллита ниже ~ 150 mbsf по сравнению с более мелкими участками также подразумевают наличие S-I преобразования на более глубоких глубинах. Однако большая часть обломочного смектита не является чистым; скорее, это смешанный I / S.Например, в ранее хорошо изученных отложениях побережья Мексиканского залива начальный состав глинистых минералов показал примерно 15–20% иллита в смешанной глине I / S перед началом иллитизации при температуре около 1000 mbsf, где температура составляет 60 ° C. C (например, Hower et al., 1976; Freed and Peacor, 1989). Наблюдаемое содержание иллита в смешанном слое I / S колебалось от 2 до 17% в наших образцах, что обычно ниже, чем ранее сообщенные значения для исходного состояния до начала S-I преобразования.Следовательно, в целом низкое содержание и небольшое увеличение содержания иллита в смешанном слое I / S, наблюдаемое на участках U1343 и U1344, является недостаточным свидетельством трансформации in situ S-I.
Для изучения структуры смешанного слоя I / S мы исследовали два образца, богатые глинистыми минералами, из Участка U1343 с помощью ПЭМ. Хотя небольшое преобразование S-I ожидалось от анализа XRD, мы смогли идентифицировать одну частицу смектита длиной 0,25 мкм, содержащую межслойный иллит (рис. 9a, b).Поскольку небольшая частица смектита была очень чувствительна к облучению электронным пучком, полоса решетки легко исчезла в результате аморфизации во время наблюдения ПЭМ. Получить пятна дифракции электронов из смешанного слоя I / S не удалось из-за его небольшого количества в частицах смектита. На изображении полосы решетки небольшой частицы глины с высоким разрешением, полученном с помощью просвечивающей электронной микроскопии, были видны волнистые слои смектита, структура, указывающая на низкую степень кристалличности, которая может отражать изменчивость химического состава.Внутри частицы смектита было обнаружено изменение расстояния между слоями от 1,3 нм до 1,0 нм, идентифицированное как расстояние (001) иллита (например, Drits et al., 1997). Такое латеральное изменение базального расстояния внутри сплошного слоя характерно для послойного преобразования S-I (Bauluz et al., 2000). Энергодисперсионный рентгеновский анализ показал, что эти слои на вершине частицы смектита имели более высокое содержание Al и K и более низкое содержание Mg, чем слои в центральной части частицы (рис. 9c).Этот результат согласуется с образованием иллита, при котором Si и Mg теряются, а Al и K приобретаются (Dong et al., 1997).
Если небольшая частица смектита была аутигенным смектитом, образовавшимся в осадке, образование иллита в частице должно быть хорошим доказательством in situ трансформации S-I. Однако достоверно идентифицировать аутигенный смектит можно только в том случае, если смектит вырос на поверхности или в поровом пространстве осколков стекла (Masuda et al., 1996). Хотя волнистая структура полос решетки может означать, что кристаллизация произошла при низких температурах и относительно быстро (Masuda et al., 1996), структура не является достаточным свидетельством образования смектита in situ . Следовательно, мы не можем сказать, был ли смектит аутигенным.
Таким образом, содержание иллита в смешанном слое I / S, определенное с помощью XRD, а также структура смешанного слоя I / S, наблюдаемая с помощью просвечивающей электронной микроскопии, не дает окончательных доказательств для in situ трансформации S-I. Необходимы дальнейшие исследования, чтобы доказать трансформацию S-I на основе минералогии глин.
Восстановление Fe (III) в глинистых минералах ниже зоны перехода сульфат-метан
На участках U1343 и U1344 высвобождение Fe 2+ посредством трансформации SI, стимулируемой микробным восстановлением Fe (III), ранее предполагалось на основе осаждения богатых Fe аутигенных карбонатных минералов и относительно высоких концентраций растворенного Fe. (Fe 2+ ) в поровой воде (Takahashi et al., 2011b; Pierre et al., 2016). Концентрация растворенного Fe достигла максимума 60 мкМ при ~ 50 mbsf в Участке 1343 и 80 мкМ при ~ 150 mbsf в Участке U1344, и концентрации Fe оставались заметными (~ 10–20 мкМ) ниже этих глубин (Рисунки 2G, H). Снижение концентраций Fe ниже ~ 50 и ~ 150 баррель на участках U1343 и U1344 может быть связано с выпадением в осадок богатого железом аутигенного карбоната (Pierre et al., 2016).
Интересно, что повышенные концентрации растворенного Fe наблюдались ниже переходной зоны сульфатного метана (SMTZ) примерно на уровне ~ 8 mbsf на участках U1343 и U1344 (Wehrmann et al., 2011), где происходили как метаногенез, так и сульфатредукция в сочетании с окислением метана. Согласно классической схеме восстановления в морских отложениях, основанной на теоретических расчетах выхода энергии, считалось, что восстановление железа ограничивается бескислородными отложениями выше SMTZ, и считается, что только метаногенез происходит ниже SMTZ (например, Berner, 1981; Emerson and Хеджес, 2006). Однако более недавнее исследование показало, что микробное восстановление Fe в минералах железа в зоне метаногенеза ниже SMTZ и высвобождение Fe 2+ в поровые воды возможно (Oni et al., 2015). Действительно, концентрации растворенного Fe в поровых водах ниже SMTZ на площадках U1343 и U1344 подразумевают, что диссимиляционное восстановление железа происходит ниже SMTZ. Недавние исследования показали, что новый процесс анаэробного окисления метана, связанный с восстановлением (оксигидр) оксидов Fe, также высвобождает растворенное Fe (Fe 2+ ) ниже SMTZ (например, Riedinger et al., 2014; Egger et al., 2017 ). В этом случае Fe (III) в глинистых минералах не будет основным акцептором электронов. Кроме того, высвобождение Fe 2+ в поровые воды не является окончательным доказательством микробного восстановления железа, поскольку абиотические реакции моносульфидов с ионами водорода также производят свободный Fe 2+ (Wilkin and Barnes, 1996; Holmkvist et al., 2011).
В этом контексте наши результаты мессбауэровской спектроскопии 57 Fe для глинистой фракции ясно показывают уменьшение содержания Fe 3+ с 70% от общего содержания Fe в глинистой фракции вблизи морского дна до 50%. при ~ 400 мбс. Это открытие убедительно свидетельствует о том, что восстановление Fe (III) в глинистых минералах происходит ниже SMTZ. Уменьшение содержания Fe 3+ с глубиной не будет происходить из-за изменения источника обломочного материала, а вместо этого будет отражать диагенез захоронения, потому что соответствующее изменение минералогии глины не наблюдалось в записи с высоким разрешением состава глины на Участке U1343 (Ким и другие., 2015). В частности, содержание хлорита, который может содержать высокие концентрации Fe 2+ (Калиненко, 2001), не увеличивается с глубиной (Рисунок 8B), что свидетельствует об отсутствии связи между изменением детритового происхождения и вертикальными профилями Fe. 2+ содержание в глинистой фракции. Обратите внимание, что осаждение гидроксида Fe (III) из растворенного Fe во время сушки керна не должно влиять на результаты мессбауэровского анализа, поскольку максимальная концентрация растворенного Fe в поровой воде была слишком мала, чтобы повлиять на Fe в глинистой фракции.Максимальная концентрация растворенного Fe составляла 80 мкМ на участке U1344, что составляет 0,00014 мас.% В валовых отложениях, когда пористость составляет 35%, а объемная плотность в сухом состоянии составляет 1,1 г / см. 3 (средние значения на участке 1343, Takahashi et al. др., 2011б). Напротив, содержание Fe во фракции глинистости на участках U1343 и U1344 колеблется от 3,5 до 8,4 мас.%, А фракция глинистости в валовых осадках колеблется от 0,3 до 24 мас.% (Таблица S1), что указывает на то, что минимальное содержание Fe в валовом осадке – 1.1 мас.%. Следовательно, осаждение гидроксида Fe (III) во время сушки образца керна должно быть незначительным.
Степень уменьшения содержания Fe (III) в глинистой фракции с поверхности до ~ 400 mbsf на участках склона Берингова моря (29%) является разумным значением для микробного уменьшения содержания Fe (III) в глине, поскольку оно находится в пределах диапазон структурного восстановления Fe (III) в глинистых минералах (8–46%), оцененный в исследовании культивирования (Kostka et al., 1999). Мы не можем определить, какой глинистый минерал способствовал восстановлению Fe (III), по мессбауэровскому спектроскопическому анализу основной фракции глинистости.Однако экспериментальные результаты, показывающие, что Fe (III) в хлорите и смектите более восприимчивы к микробному восстановлению, чем Fe (III) в иллите (Bishop et al., 2011; Zhang et al., 2012), предполагают, что хлорит и смектит являются основные источники. Преобладание смектита над хлоритом в глинистой фракции отложений на склоне Берингова моря означает, что смектит отвечает за восстановление Fe (III).
Поскольку как биотическое, так и абиотическое восстановление железа в смектите считается общим явлением, которое сопровождает трансформацию S-I и способствует ей (Eslinger et al., 1979; Kim et al., 2004), наши результаты показывают, что потенциальная способность глинистого минерала в отложениях на склоне Берингова моря способствовать трансформации S-I.
Влияние на превращение S-I при низкой температуре, которому способствует восстановление Fe (III) в глинистом минерале
Наши данные о поровых водах убедительно свидетельствуют о наличии трансформации S-I при температурах ниже 40 ° C в отложениях со склона Берингова моря. Обратите внимание, что наблюдаемое истощение Cl – (максимум 12%) от содержания морской воды в результате обезвоживания глинистых минералов меньше, чем ранее сообщаемые значения (> 20%) для активных зон субдукции и подводных грязевых вулканов (например.г., Кастнер и др., 1993; Дэлманн и Де Ланге, 2003; Hensen et al., 2004). Незначительное истощение Cl – указывает на небольшое преобразование S-I. Действительно, единственное небольшое увеличение содержания иллита в смешанном слое I / S с глубиной до ~ 150 mbsf наблюдалось на участках U1343 и U1344. До сих пор редко поступали данные с высоким разрешением для δ 18 O и δD поровой воды на глубине до нескольких 100 м ниже морского дна. Даже если бы преобразование S-I при низкой температуре происходило в разных местах, его было бы трудно обнаружить без данных изотопных поровых вод с высоким разрешением.С другой стороны, уменьшение содержания Fe 3+ / Fe 2+ в глинистой фракции с увеличением глубины убедительно свидетельствует о микробном восстановлении Fe (III) в глинистых минералах при захоронении. Хотя прямых доказательств нет, мы предполагаем, что это микробное восстановление Fe (III) способствует низкотемпературному преобразованию S-I в отложениях на склоне Берингова моря. Напротив, никаких признаков трансформации S-I не наблюдалось в Участке U1341 на Бауэрс-Ридж. Разница между отложениями на склоне Берингова моря и на хребте Бауэрс должна отражать таковые в их осадочной среде.Бортовые геохимические данные, полученные во время экспедиции 323 IODP, показали, что концентрации продуктов микробного дыхания, таких как растворенный неорганический углерод (DIC), аммоний и ионы фосфата, в поровых водах на порядок выше на склоне Берингова моря, чем на хребте Бауэрс. сайт (Takahashi et al., 2011a). Это говорит о том, что микробная активность отражает различную скорость осаждения продуктов фотосинтеза в соответствующих водных слоях (Kallmeyer et al., 2012). В результате SMTZ на площадках U1343 и U1344 наблюдались на небольшой глубине около 8 мбс (Wehrmann et al., 2011), а сульфат присутствует на всех глубинах U1341 (Wehrmann et al., 2013). При наличии сульфата, который является обычным восстановителем (акцепторами электронов) в морских отложениях, необычные акцепторы электронов, такие как Fe (III) в глинистых минералах, нельзя использовать для окислительно-восстановительной реакции. Таким образом, восстановление Fe (III) в глинистых минералах может происходить только ниже SMTZ под высокопродуктивными поверхностными морскими водами. Наши результаты указывают на значительную экологическую роль в диагенезе силикокластических глинистых минералов, лежащих в основе высокопродуктивной поверхностной морской воды на окраинах континентов.
Выводы
1) Мы определили происхождение компонентов пресной воды, которые разбавляют исходную поровую воду, используя данные δ 18 O и δD. Графики концентраций Cl – в зависимости от δ 18 O и δD ниже 120–140 mbsf на участках U1343 и U1344 показывают, что компоненты пресной воды имеют два источника. Одновременное обогащение 18 O и истощение D пропорционально истощению Cl – в поровых водах с увеличением глубины убедительно свидетельствует о наличии трансформации S-I при температурах ниже 40 ° C в отложениях на склоне Берингова моря.С другой стороны, дискретные всплески с низким содержанием Cl – , наблюдаемые между ~ 200 и ~ 420 мегабитами на фут на участках U1343 и U1344, можно объяснить диссоциацией гидрата метана.
2) Мы искали доказательства трансформации S-I in situ с помощью рентгеноструктурного анализа и наблюдений глинистой фракции с помощью ПЭМ. Хотя наблюдалась частица смектита, содержащая межслойный иллит, и содержание иллита в смешанном слое I / S увеличивалось с глубиной до ~ 150 mbsf, что подразумевает преобразование in situ SI, это открытие не является достаточно убедительным доказательством из-за сложности определения различие между аутигенными и наземными смешанными слоями I / S.
3) Мы оценили возможность восстановления Fe (III) в глинистых минералах с помощью 57 Fe мессбауэровской спектроскопии глинистой фракции. Снижение содержания Fe 3+ в общем Fe с увеличением глубины в сочетании с повышенными уровнями растворенного Fe в поровых водах убедительно свидетельствует о микробном снижении содержания Fe (III) в глинистых минералах ниже SMTZ, что, в свою очередь, может способствовать преобразованию S-I.
В заключение, наши результаты предполагают, что низкотемпературное преобразование S-I опосредуется восстановлением Fe (III) в глинистом минерале ниже SMTZ в отложениях на склоне Берингова моря, лежащих под высокопродуктивной поверхностной морской водой.
Авторские взносы
AI: предложил тему, задумал и разработал исследование; NT провела анализ ПЭМ; SW проанализировал основные элементы в глинистой фракции; HM помог в интерпретации рентгеноструктурных анализов и наблюдений ПЭМ; KS и MoM выполнили мессбауэровскую спектроскопию 57 Fe; SK и B-KK провели рентгеноструктурный анализ; MaM помог с анализом изотопов кислорода в поровой воде; FI сотрудничал с AI для подготовки рукописи. Все авторы прочитали и одобрили окончательную рукопись.
Финансирование
Эта работа была частично поддержана JSPS Grant-in-Aid for Scientific Research (17H01871 для AI) и Программой развития технологий атмосферного наблюдения (грант № KMIPA2015-0606 для B-KK).
Заявление о конфликте интересов
Авторы заявляют, что исследование проводилось при отсутствии каких-либо коммерческих или финансовых отношений, которые могли бы быть истолкованы как потенциальный конфликт интересов.
Благодарности
В данном исследовании использовались образцы и данные, предоставленные IODP.Мы выражаем признательность ученым, техническим специалистам и всем бригадам и бурильщикам экспедиции 323 IODP за огромную поддержку резолюции JOIDES. Авторы благодарны А. Имаджио и О. Тадаи за техническую помощь. Это вклад в обсерваторию глубокого углерода (DCO).
Дополнительные материалы
Дополнительные материалы к этой статье можно найти в Интернете по адресу: https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/feart.2018.00036/full#supplementary-material
Список литературы
Айелло, И.У., Равело А.С. (2012). Эволюция морского осадконакопления в Беринговом море с плиоцена. Геосфера 8, 1231–1253. DOI: 10.1130 / GES00710.1
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Asahi, H., Kender, S., Ikehara, M., Sakamoto, T., Ravelo, A.C., Alvarez-Carikian, C., et al. (2014). Орбитальная стратиграфия изотопов кислорода бентосных фораминифер на Беринговом склоне IODP Exp. 323 Сайт U1343. Deep-Sea Res. II 125–126, 66–83. DOI: 10.1016 / j.dsr2.2014.01.004
CrossRef Полный текст
Банфилд, Дж. Э., Джонс, Б. Э. и Веблен, Д. Р. (1991). Исследование выветривания и диагенеза с помощью AEM-TEM, озеро Аберт, Орегон: I. Реакции выветривания в вулканических образованиях. Геохим. Космохим. Acta 55, 2781–2798. DOI: 10.1016 / 0016-7037 (91) -A
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Баулуз Б., Пикор Д. Р. и Лопес Дж. М. Г. (2000). Просвечивающая электронная микроскопия исследования иллитизации пелитов Пиренейского хребта, Испания: послойная замена? Clays Clay Miner. 48, 374–384. DOI: 10.1346 / CCMN.2000.0480308
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Бернер Р. А. (1981). Новая геохимическая классификация осадочных сред. J. Sediment Petrol. 51, 359–365.
Google Scholar
Бискай, П. Э. (1965). Минералогия и седиментация современной глубоководной глины в Атлантическом океане и прилегающих морях и океанах. Геол. Soc. Являюсь. Бык. 76, 803–832. DOI: 10.1130 / 0016-7606 (1965) 76 [803: MASORD] 2.0.CO; 2
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Бишоп, М. Э., Донг, Х. Л., Куккадапу, Р. К., и Эдельманн, Р. Э. (2011). Микробное восстановление Fe (III) в нескольких глинистых минералах с помощью Shewanella putrefaciens и реакционная способность биовосстановленных глинистых минералов по отношению к иммобилизации Tc (VII). Геохим. Космохим. Acta 75, 5229–5246. DOI: 10.1016 / j.gca.2011.06.034
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Браун, К. М., Саффер, Д. М., и Бекинс, Б.А. (2001). Диагенез смектита, опреснение поровых вод и течение жидкости в подошве Нанкайского клина. Планета Земля. Sci. Lett. 194, 97–109. DOI: 10.1016 / S0012-821X (01) 00546-5
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Брюс, К. Х. (1984). Обезвоживание смектита: его связь со структурным развитием и накоплением углеводородов в северной части бассейна Мексиканского залива. AAPG Bull. 68, 673–683.
Google Scholar
Буатье, М. Д., Пикор, Д.П., и О’Нил, Дж. Р. (1992). Переход смектит-иллит в отложениях аккреционного клина Барбадоса: данные ПЭМ и АЭМ свидетельствуют о растворении / кристаллизации при низкой температуре. Clays Clay Miner. 40, 65–80. DOI: 10.1346 / CCMN.1992.0400108
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Капуано Р. М. (1992). Температурная зависимость фракционирования изотопов водорода между глинистыми минералами и водой: данные системы с геонапорным давлением. Геохим. Космохим. Acta 56, 2547–2554.DOI: 10.1016 / 0016-7037 (92)-Z
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Купер А. К., Шолль Д. В. и Марлоу М. С. (1987). «Структурный каркас, осадочные толщи и углеводородный потенциал Алеутского бассейна и бассейна Бауэрс, Берингово море», в Геология и ресурсный потенциал континентальной окраины западной части Северной Америки и прилегающих океанических бассейнов – от моря Бофорта до Нижней Калифорнии, Vol. 6 , ред. Д. В. Шолль, А. Грантц и Дж. Веддер (Вашингтон, округ Колумбия: Earth Sci.Сер. Houston Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources), 476–502.
Google Scholar
Дэлманн, А., Де Ланге, Г. Дж. (2003). Взаимодействие жидкости и отложений на грязевых вулканах Восточного Средиземноморья: исследование стабильных изотопов из ODP Leg 160. Earth Planet. Sci. Lett. 212, 377–391. DOI: 10.1016 / S0012-821X (03) 00227-9
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Донг Х., Пикор Р. Д. и Фрид Р. Л. (1997). Фазовые соотношения между смектитом, иллит-смектитом R1 и иллитом. Am. Минеральная. 82, 379–391. DOI: 10.2138 / AM-1997-3-416
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Дриц В., Сродофи Дж. И Эберл Д. Д. (1997). Измерение XRD средней толщины кристаллитов иллита и иллита / смектита: переоценка индекса Кублера и уравнения Шеррера. Clays Clay Miner. 45, 461–475. DOI: 10.1346 / CCMN.1997.0450315
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Эберл Д. и Хауэр Дж. (1976). Кинетика образования иллита. Геол. Soc. Являюсь. Бык . 87, 1326–1330. DOI: 10.1130 / 0016-7606 (1976) 87 <1326: KOIF> 2.0.CO; 2
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Эггер, М., Хагенс, М., Сапарт, К. Дж., Дейкстра, Н., ван Хелмонд, Н. А. Г. М., Моголлон, Дж. М. и др. (2017). Восстановление оксида железа в богатых метаном глубоководных отложениях Балтийского моря. Геохим. Космохим. Acta 207, 256–276. DOI: 10.1016 / j.gca.2017.03.019
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Эмерсон, С.и Хеджес Дж. (2006). «Диагенез отложений и бентосный поток», в Трактат по геохимии: океаны и морская геохимия , изд Х. Элдерфилд (Oxford: Elsevier), 293–319.
Google Scholar
Эслингер, Э., Хайсмит, П., Альберс, Д., и Де Майо, Б. (1979). Роль восстановления железа в превращении смектита в иллит в бентонитах в нарушенном поясе, штат Монтана. Clays Clay Miner. 27, 327–338. DOI: 10.1346 / CCMN.1979.0270503
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Фрид, Р.Л. и Пикор Д. Р. (1989). Сланец с геонапряжением и герметизирующий эффект перехода смектита в иллит. Am. Доц. Бензин. Геол. Бык. 73, 1223–1232.
Google Scholar
Го, Дж., И Андервуд, М. Б. (2011). «Отчет с данными: усовершенствованный метод расчета процентного содержания каолинита и хлорита по данным дифракции рентгеновских лучей с применением к окраине Нанкай на юго-западе Японии», в Proc. IODP, 314/315/316 , ред. М. Киношита, Х. Тобин, Дж. Аши, Г.Kimura, S. Lallemant, E. J. Screaton, D. Curewitz, H. Masago, K.T. Мо и ученых экспедиции 314/315/316 (Вашингтон, округ Колумбия: «Интегрированная программа океанического бурения, менеджмент интернэшнл, инк.»). DOI: 10.2204 / iodp.proc.314315316.201.2011
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Хатон, Э. Г. (1992). Рентгеновская дифракция и просвечивающая электронная микроскопия. Исследование поверхностного заряда компонентов иллита и смектита в смешанных слоях глин иллит / смектит. Ph.D. Dissertion, Univ. Миссури, Колумбия.
Hensen, C., Wallman, K., Scmidt, M., Ranero, C.R., и Suess, E. (2004). Вытеснение жидкости, связанное с выдавливанием бурового раствора из окна Коста-Рики-А в погружающуюся плиту. Геология 32, 201–204. DOI: 10.1130 / G20119.1
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Hesse, R., and Harrison, W. E. (1981). Газовые гидраты (клатраты), вызывающие опреснение поровых вод и фракционирование изотопов кислорода в глубоководных осадочных разрезах терригенных континентальных окраин. Планета Земля. Sci. Lett. 55, 453–462. DOI: 10.1016 / 0012-821X (81)
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Холмквист, Л., Фердельман, Т. Г., и Йоргенсен, Б. Б. (2011). Загадочный цикл серы, управляемый железом в метановой зоне морских отложений (Орхусский залив, Дания). Геохим. Космохим. Acta 75, 3581–3599. DOI: 10.1016 / j.gca.2011.03.033
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Хорикава, К., Мартин, Э. Э., Басак, К., Онодера, Дж., Секи, О., Сакамото, Т. и др. (2015). Похолодание плиоцена усиливается потоком слабосоленой воды Берингова моря в Северный Ледовитый океан. Нат. Коммуна . 6: 7587 DOI: 10.1038 / ncomms8587
PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ховер, В. К., Уолтер, Л. М., и Пикор, Д. Р. (2002). Поглощение калия современными эстуарными отложениями во время раннего морского диагенеза, равнина дельты Миссисипи, Луизиана, США. J. Отложения. Res. 72, 775–792. DOI: 10.1306/032502720775
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Хауэр Дж., Эслингер Э., Хауэр М. Э. и Перри Э. А. (1976). Механизм погребального метаморфизма глинистых отложений: 1. Минералого-химические доказательства. GSA Bull. 87, 725–737. DOI: 10.1130 / 0016-7606 (1976) 87 <725: MOBMOA> 2.0.CO; 2
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Хуанг, В. Л., Лонго, Дж. М., и Пивеар, Д. В. (1993). Экспериментально полученная кинетическая модель преобразования смектита в иллит и ее использование в качестве геотермометра. Clays Clay Miner. 41, 162–177. DOI: 10.1346 / CCMN.1993.0410205
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Hüpers, A., и Kopf, A.J. (2012). Влияние дегидратации смектита на геохимию поровых вод в зоне мелководной субдукции: экспериментальный подход. Geochem. Geophys. Геосист. 13: Q0AD26. DOI: 10.1029 / 2012GC004212
CrossRef Полный текст
Иджири А., Харада Н., Хирота А., Цуногай У., Огава Н. О., Итаки Т. и др.(2012). Биогеохимические процессы с участием ацетата в донных отложениях от разлома шельфа Берингова моря. Org. Геохим. 48, 47–55. DOI: 10.1016 / j.orggeochem.2012.04.004
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Inoue, A., Velde, B., Meunier, A., and Touchard, G. (1988). Механизм образования иллита при превращении смектита в иллит в гидротермальной системе. Am. Минеральная. 73, 1325–1334.
Google Scholar
Калиненко, В.В. (2001). Глинистые минералы в отложениях арктических морей. Литол. Шахтер. Ресурс . 36, 362–372. DOI: 10.1023 / A: 1010414305264
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Каллмейер, Дж., Покалны, Р., Адхикари, Р., Смит, Д., и Д’Хонд, С. (2012). Глобальное распределение численности и биомассы микробов в донных отложениях. Proc. Natl. Акад. Sci. США 109, 16213–16216. DOI: 10.1073 / pnas.1203849109
PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar
Кастнер, М., Элдерфилд, Х., Дженкинс, У. Дж., Гискес, Дж. М., и Гамо, Т. (1993). Геохимические и изотопные данные о потоке флюидов в западной зоне субдукции Нанкай, Япония. Proc. Ocean Drill. Программа Sci. Результаты 131, 397–413.
Google Scholar
Кастнер М., Элдерфилд Х. и Мартин Дж. Б. (1991). Жидкости на конвергентных краях – что мы знаем об их составе, происхождении, роли в диагенезе и важности для океанических химических потоков? Philos. Пер. R. Soc.Лондон сер. Математика. Phys. Sci. 335, 243–259. DOI: 10.1098 / rsta.1991.0045
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ким, Дж., Донг, Х., Сибо, Дж., Ньюэлл, С. У. и Эберл, Д. Д. (2004). Роль микробов в превращении смектита в иллит. Наука 303, 830–832. DOI: 10.1126 / science.1093245
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Kim, J. W., Peacor, D. R., Tessier, D., and Elsass, E. (1995). Метод сохранения текстуры и постоянного расширения прослоек смектита для наблюдений с помощью ПЭМ. Clays Clay Miner. 43, 51–57. DOI: 10.1346 / CCMN.1995.0430106
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ким, С., Хим, Б.-К., Чо, Х.Г. (2015). Стратиграфия глинистых минералов за последние 2.4 млн лет на IODP Exp. 323 Участок U 1343 в Беринговом море. Мар. Геол . 359, 163–168. DOI: 10.1016 / j.margeo.2014.10.004
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ку, Т. Х., Ли, Г., и Ким, Дж. У. (2016). Биогеохимическое растворение нонтронита Shewanella oneidensis MR-1: свидетельства образования биотического иллита. Прил. Clay Sci. 134, 13–18. DOI: 10.1016 / j.clay.2016.03.030.
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Костка Дж. Э., Ву Дж., Нилсон К. Х. и Штуки Дж. У. (1999). Влияние структурного восстановления Fe (III) бактериями на химию поверхности смектитовых глинистых минералов. Геохим. Космохим. Acta 63, 3705–3713. DOI: 10.1016 / S0016-7037 (99) 00199-4
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Линч, Ф. Л., Мак, Л. Э., и Лэнд, Л.С. (1997). Диагенез захоронения иллита / смектита в сланцах и происхождение аутигенного кварца и вторичной пористости в песчаниках. Геохим. Космохим. Acta 66, 439–446. DOI: 10.1016 / S0016-7037 (97) 00066-5
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Maekawa, T. (2004). Экспериментальное исследование изотопного фракционирования в воде при образовании газовых гидратов. Geochem. J. 138, 129–138. DOI: 10.2343 / geochemj.38.129
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Манхейм, Ф.Т. и Сэйлс Ф. Л. (1974). «Состав и происхождение поровых вод морских отложений по данным глубоководных буровых кернов», в Marine Chemistry, The Sea, Vol. 5. ред Э. Д. Голдберг (Нью-Йорк, Нью-Йорк: Wiley – Interscience), 527–568.
Google Scholar
Масуда, Х., О’Нил, Дж. Р., Цзян, В.-Т. и Пикор, Д. Р. (1996). Связь межслоевого состава диагенетического смектита, минеральных ассоциаций, скоростей I / S реакций и состава флюидов в кремнистых золах Нанкайского прогиба. Clays Clay Miner. 44, 443–459.
Google Scholar
Мур, Д. М., и Рейнольдс, Р. К. мл. (1997). Рентгеновская дифракция, идентификация и анализ глинистых минералов, 2-е изд. Нью-Йорк, Нью-Йорк: Издательство Оксфордского университета.
Несбитт, Х. В. и Янг, Г. М. (1982). Ранний протерозойский климат и движения плит, выведенные на основе химии основных элементов лютитов. Природа 299, 715–717. DOI: 10.1038 / 299715a0
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Окадзаки, Ю., Улинцы, А. Дж., Альварес Зарикян, К. А., и Асахи, Х. (2016). «Отчет с данными: записи стабильных изотопов бентосных фораминифер на Участке U1344, Экспедиция 323 Комплексной программы океанского бурения», в Proceedings of the Integrated Ocean Drilling Program Vol. 323 , ред. К. Такахаши, А. К. Равело, К. А. Альварес Зарикян и «Экспедиция 323 ученых» (Токио: Интегрированная программа управления океанским бурением International, Inc.). DOI: 10.2204 / iodp.proc.323.203.2016
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Они, О., Miyatake, T., Kasten, S., Richter-Heitmann, T., Fischer, D., Wagenknecht, L., et al. (2015). Определенные микробные популяции тесно связаны с профилем растворенного железа в метановых отложениях грязевого района Гельголанда. Северное море. Фронт. Microbiol. 6: 365. DOI: 10.3389 / fmicb.2015.00365
PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar
Perry, E. A., and Hower, J. (1972). Поздняя стадия обезвоживания в глубоко погребенных пелитовых отложениях. AAPG Bull. 56, 2013–2021.
Google Scholar
Perry, E. и Hower, J. (1970). Диагенез погребений в пелитовых отложениях побережья Мексиканского залива. Clays Clay Miner. 18, 167–177. DOI: 10.1346 / CCMN.1970.0180306
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Pierre, C., Blanc-Valleron, M.-M., Caquineau, S., März, C., Ravelo, A.C., Takahashi, K., et al. (2016). Минералогическая, геохимическая и изотопная характеристика аутигенных карбонатов из метансодержащих отложений континентальной окраины Берингова моря (экспедиция ИОДП 323, участки U1343 – U1345). Deep-Sea Res. Pt. II 125–126, 133–144. DOI: 10.1016 / j.dsr2.2014.03.011
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Pytte, A.M., и Reynolds, R.C. (1989). «Термическое превращение смектита в иллит», в McCulloh. Термическая история осадочных бассейнов, , ред. Н. Д. Незер и Т. Х. Мак-Калло (Берлин: Springer-Verlag), 133–140.
Google Scholar
Ридинджер, Н., Формоло, М. Дж., Лайонс, Т. У., Хенкель, С., Бек, А., Кастен, С.(2014). Неорганический геохимический аргумент в пользу совместного анаэробного окисления метана и восстановления железа в морских отложениях. Геобиология 12, 172–181. DOI: 10.1111 / gbi.12077
PubMed Аннотация | CrossRef Полный текст | Google Scholar
Саффер, Д. М., и Тобин, Х. Дж. (2011). Гидрогеология и механика преддуг зоны субдукции: поток флюидов и поровое давление. Annu. Преподобный “Планета Земля”. Sci. 39, 157–186. DOI: 10.1146 / annurev-earth-040610-133408
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Савин, С.М., и Эпштейн, С. (1970). Геохимия изотопов кислорода и водорода глинистых минералов. Геохим. Космохим. Acta 34, 25–42. DOI: 10.1016 / 0016-7037 (70) -3
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Шраг, Д. П., и Де Паоло, Д. Дж. (1993). Определение δ 18 O морской воды в глубинах океана во время последнего ледникового максимума. Палеоокеанография 8, 1–6. DOI: 10.1029 / 92PA02796
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Шеппард, С.М. Ф. и Гилг Х. А. (1996). Геохимия стабильных изотопов глинистых минералов. Clay Miner. 31, 1–24. DOI: 10.1180 / Claymin.1996.031.1.01
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Спрингер А. М., Макрой К. П. и Флинт М. В. (1996). Зеленый пояс Берингова моря: процессы на шельфе и экосистемное производство. Fish Oceanogr. 5, 205–223. DOI: 10.1111 / j.1365-2419.1996.tb00118.x
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Suchecki, R.К., и Лэнд, Л. С. (1983). Изотопная геохимия погребально-метаморфизованных вулканогенных отложений, разрез большой долины, Северная Калифорния. Геохим. Космохим. Acta 47, 1487–1499. DOI: 10.1016 / 0016-7037 (83) -3
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Такахаши К., Равело А. К., Зарикян К. А. и экспедиция IODP, 323 ученых (2011a). IODP Expedition 323 Палеоокеанографические изменения плиоцена и плейстоцена в Беринговом море. Sci. Дрель. 11, 4–13. DOI: 10.5194 / SD-11-4-2011
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Такахаши К., Равело А. К., Зарикян К. А. и Ученые Экспедиции 323. (2011b). Труды Комплексной программы морского бурения 323 . Токио: Интегрированная программа морского бурения, международное управление, Inc.
Урамото, Г., Мороно, Ю., Уэмацу, К., Инагаки, Ф. (2014). Усовершенствованный метод подготовки проб для визуализации микроструктур мелкозернистых морских отложений с использованием микрофокусной рентгеновской компьютерной томографии и сканирующей электронной микроскопии. Лимнол. Oceanogr. Методы 12, 469–483. DOI: 10.4319 / lom.2014.12.469
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Ussler, W. I. I. I., и Paull, C. K. (2001). «Исключение ионов, связанное с месторождением морских газовых гидратов», in Natural Gas Hydrates: Occurrence, Distribution, and Detection, Vol. 24, Геофизическая монография , ред. К. К. Полл и В. П. Диллон (Нью-Йорк, штат Нью-Йорк: Wiley), 41–51.
Google Scholar
Wehrmann, L.M., Arndt, S., Марц, К., Фердельман, Т. Г., и Бруннер, Б. (2013). Эволюция ранних диагенетических сигналов в донных отложениях Берингова моря в ответ на изменение отложения органического углерода за последние 4,3 млн лет. Геохим. Космохим. Acta 109, 175–196. DOI: 10.1016 / j.gca.2013.01.025
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Wehrmann, L. M., Risgaard-Petersen, N., Schrum, H. N., Walsh, E. A., Huh, Y., Ikehara, M., et al. (2011). Сочетание круговорота органического и неорганического углерода в глубоководных донных отложениях северо-восточного склона Берингова моря (IODP Exp.323). Chem. Геол. 284, 251–261. DOI: 10.1016 / j.chemgeo.2011.03.002
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Уитни, Г. (1990). Роль воды в реакции смектита и иллита. Clays Clay Miner. 38, 343–350. DOI: 10.1346 / CCMN.1990.0380402
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Уитни Г. и Нортроп Х. Р. (1988). Экспериментальное исследование реакции смектита на иллит: механизмы двойных реакций и систематика изотопов кислорода. Am. Минеральная. 73, 77–90.
Google Scholar
Уилкин, Р. Т., и Барнс, Х. Л. (1996). Образование пирита реакциями моносульфидов железа с растворенными неорганическими и органическими частицами серы. Геохим. Космохим. Acta 60, 4167–4179. DOI: 10.1016 / S0016-7037 (97) 81466-4
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Йе, Х. В. (1980). Отношение D / H и поздняя стадия обезвоживания сланцев во время захоронения. Геохим. Космохим. Acta 44, 341–352.DOI: 10.1016 / 0016-7037 (80)-8
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Чжан Г., Донг Х., Ким Дж. У. и Эберл Д. Д. (2007a). Микробное восстановление структурного Fe 3+ в нонтроните термофильной бактерией и его роль в стимулировании реакции смектита на иллит. Am. Минеральная. 92, 1411–1419. DOI: 10.2138 / am.2007.2498
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Чжан Г., Ким Дж. У., Донг Х. и Соммер А. Дж. (2007b).Микробные эффекты в продвижении реакции смектита к иллиту: роль органического вещества, интеркалированного в промежуточном слое. Am. Минеральная. 92, 1401–1410. DOI: 10.2138 / am.2007.2331
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Чжан, Дж., Донг, Х., Лю, Д., Фишер, Т. Б., Ван, С., и Хуанг, Л. (2012). Микробное восстановление Fe (III) в минералах иллит-смектит метаногеном Methanosarcina mazei . Chem. Геол . 292–293, 35–44. DOI: 10.1016 / j.chemgeo.2011.11.003
CrossRef Полный текст | Google Scholar
Произошла ошибка при настройке пользовательского файла cookie
Этот сайт использует файлы cookie для повышения производительности. Если ваш браузер не принимает файлы cookie, вы не можете просматривать этот сайт.
Настройка вашего браузера для приема файлов cookie
Существует множество причин, по которым cookie не может быть установлен правильно. Ниже приведены наиболее частые причины:
- В вашем браузере отключены файлы cookie.Вам необходимо сбросить настройки своего браузера, чтобы он принимал файлы cookie, или чтобы спросить вас, хотите ли вы принимать файлы cookie.
- Ваш браузер спрашивает вас, хотите ли вы принимать файлы cookie, и вы отказались. Чтобы принять файлы cookie с этого сайта, нажмите кнопку «Назад» и примите файлы cookie.
- Ваш браузер не поддерживает файлы cookie. Если вы подозреваете это, попробуйте другой браузер.
- Дата на вашем компьютере в прошлом. Если часы вашего компьютера показывают дату до 1 января 1970 г., браузер автоматически забудет файл cookie.Чтобы исправить это, установите правильное время и дату на своем компьютере.
- Вы установили приложение, которое отслеживает или блокирует установку файлов cookie. Вы должны отключить приложение при входе в систему или проконсультироваться с системным администратором.
Почему этому сайту требуются файлы cookie?
Этот сайт использует файлы cookie для повышения производительности, запоминая, что вы вошли в систему, когда переходите со страницы на страницу. Чтобы предоставить доступ без файлов cookie потребует, чтобы сайт создавал новый сеанс для каждой посещаемой страницы, что замедляет работу системы до неприемлемого уровня.
Что сохраняется в файле cookie?
Этот сайт не хранит ничего, кроме автоматически сгенерированного идентификатора сеанса в cookie; никакая другая информация не фиксируется.
Как правило, в файлах cookie может храниться только информация, которую вы предоставляете, или выбор, который вы делаете при посещении веб-сайта. Например, сайт не может определить ваше имя электронной почты, пока вы не введете его. Разрешение веб-сайту создавать файлы cookie не дает этому или любому другому сайту доступа к остальной части вашего компьютера, и только сайт, который создал файл cookie, может его прочитать.
(PDF) Динамическая роль «иллитоподобных» глинистых минералов в почвах умеренного пояса: Факты и гипотезы
Бадрауи М., Блум П.Р., Делмаки А. (1992) Мобилизация
Non-Exchangeable-K компанией Ryegrass в 5 марокканских странах
Почвы со слюдой и без. Plant Soil 140: 55–63
Badraoui M, Bloom PR, Rust RH (1987) Возникновение
высокозарядного бейделлита в вертикальном гаплакволле на территории
Северо-Западная Миннесота. Soil Sci Soc Am J 51: 813–818
Bain DC, Griffen DT (2002) Возможные эффекты землепользования на
минералогии глины бурой лесной почвы.Глина
Минералы 37: 663–670
Boettinger JL, Southard RJ (1995) Распределение и происхождение филлосиликатов в аридизолях на гранитном фронтоне
Западная пустыня Мохаве. Soil Sci Soc Am J 59: 1189–
1198
Bragazza L, Tahvanainen T, Kutnar L, Rydin H, Limpens
J, Hajek M, Grosvernier P, Hajek T., Hajkova P,
Hansen I, Iacumin P , Гердол Р. (2004) Пищевые ограничения
на омбротрофных сфагновых растениях при увеличении осаждения атмосферного азота в Европе
.
New Phytol 163: 609–616
Egli M, Zanelli R, Kahr G, Mirabella A, Fitze P (2002)
Эволюция почвы и развитие глинистого минерала
комплексы подзола и камбизола в Меггере –
Вальд, Швейцария. Clay Minerals 37: 351–366
Эгли М., Мирабелла А., Манкабелли А., Сартори Г. (2004)
Выветривание почв в альпийских районах под влиянием климата
и исходного материала. Глины Clay Minerals
52: 287–303
Hinsinger P, Jaillard B, Dufey ED (1992) Rapid weath –
извлечение трехоктаэдрической слюды у корней Ryegrass.
Soil Sci Soc Am J 56: 977–982
Hinsinger P (2002) In: Lal R (ed) Энциклопедия почвы
science. Marcel Dekker, Inc., Нью-Йорк, США
Hoosbeek MR, Van Breemen N, Vasander H, Buttler A,
Berendse F (2002) Калий ограничивает потенциальный рост
болотной растительности при повышенном уровне CO2 в атмосфере
и N осаждение. Global Change Biol 8: 1130–1138
Джексон М.Л. (1964) Минералогический анализ почвенных глин. В:
Rich CI, Kunze GW (eds) Минералогия почвенных глин.
University of North Carolina Press, стр. 245–294
Джоббэги Э.Г., Джексон Р.Б. (2004) Повышение уровня питательных веществ в почве растениями: биогеохимические последствия в масштабах
. Экология 85: 2380–2389
Джоббэги Э.Г., Джексон Р.Б. (2001) Распределение питательных веществ в почве
по глубине: глобальные закономерности и отпечаток
растений. Биогеохимия 53: 51–77
Knecht MR, Goransson A (2004) Наземные растения нуждаются в питательных веществах в аналогичных пропорциях.Tree Physiol
24: 447–460
Кузила М.С., Льюис Д.Т. (1993) Свойства и генезис
лессовых почв в южно-центральной части бассейна Небраски.
Soil Sci Soc Am J 57: 155–161
Lanson B (1997) Разложение экспериментальных рентгеновских дифрактограмм
(профилирование):
удобный способ изучения глин. Глины и глинистые минералы 45: 132–146
Larbaletrier A (1891) Les Engrais. Baillie
` re Fils, Paris, 852
pp
Mariotti A (1982) Apports de la ge
«Изотопная химия»
«la
connaissance du cycle de l’azote.
«se de Doctorat
de l’Universite»
«Париж VI
Mahjoory RA (1975) Минералогия глины, физические и
химические свойства некоторых почв в засушливых регионах
Ирана. Soil Sci Soc Am J 39: 1157–1164
Meunier A, Velde B (2004) Illite. Springer-Verlag, Berlin
Heidelberg New-York, 286 pp
Mohr ECJ, van Baren FA (1954) Тропические почвы. Ван
Хорве, Гаага
Морицука Н., Янаи Дж., Косаки Т. (2004) Возможные процессы
высвобождения неизменного калия из зосферы кукурузы rhi-
.Plant Soil 258: 261–268
Moore DE, Reynolds RC (1997) Дифракция рентгеновских лучей и идентификация
глинистых минералов, 2-е изд. Oxford Uni-
versity Press, 378 стр.
Нетлтон В.Д., Нельсон Р.Э., Флэч К.В. (1973) Образование
слюды в поверхностных горизонтах засушливых почв. Soil Sci
Soc Am J 37: 473–478
O
¨born I, Andrist-Rangel Y, Askekaard M, Grant CA,
Watson CA, Edwards AC (2005) Критические аспекты управления калием
в сельскохозяйственные системы.Почва
Управление использованием 21: 102–112
Огаард А.Ф., Крогстад Т. (2005) Высвобождение промежуточного калия
в почвы норвежских пастбищ. Журнал
питание растений и почвоведение-zeitschrift fu
¨r p fl anz-
enernahrung und bodenkunde 168: 80–88
Oh NH, Richter DD (2005) Перемещение элементов и потеря
из трех сильно выветренных почв. -профиль
на юго-востоке США. Geoderma 126: 5–
25
Pernes-Debuyser A, Pernes M, Velde B, Tessier D (2003)
Эволюция минералогии почвы в эксперименте на участках INRA 42
(Версаль, Франция).Глины и глина
Минералы 51: 577–584
Пивеар Д., Голдин А., Спрагур Дж. (1984) Минеральные преобразования в почвах, образовавшихся в результате дрейфа ледниковых морей, Северный-
западный Вашингтон. Soil Sci Soc Am J 48: 208–216
Риги Д., Велде Б., Менье А. (1995) Стабильность глины в глине
преобладает в почвенных системах. Clay Minerals 30: 353–364
Шенк Х.Дж., Джексон Р.Б. (2002) Глобальная биогеография
корней. Ecol Monogr 72: 311–328
de Serres O (1620) The
´a
ˆtre de l’Agriculture, факсимильное издание
.Actes Sud, France, 1545 pp.
Shaikh RBZ, Gill MA, Salim M (1994) Биодоступный калий
в русловых отложениях и высвобождение межслойного калия в орошаемых засушливых почвах.