CC BY
24
УДК 551 DOI: 10.19110/2221-1381-2016-10-52-57
ОСОБЕННОСТИ ГЛОБУЛЯРНЫХ СЛОИСТЫХ СИЛИКАТОВ ЧИМ-ЛОПТШГСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ГОРЮЧИХ СЛАНЦЕВ
Ю. С. Симакова
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар yssimakova@geo.komisc.ru
В статье представлены результаты изучения глобулярных филлосиликатов (глауконита и смешанослойных фаз) из верхнеюрских отложений Чим-Лоптюгского месторождения горючих сланцев. Выделенные зерна были исследованы комплексом физико-химических методов: рентгеновской дифрактометрии, сканирующей электронной микроскопии с микропробным анализом (СЭМ). ИК-спектроскопии.
Особое внимание было уделено кристаллохимическим особенностям глобулярных слоистых силикатов и процессам глауко-нитообразования в продуктивных породах.
Ключевые слова: глауконит, смектит, смешанослойные фазы, образование слоистых силикатов.
CRYSTAL-CHEMICAL FEATURES OF GLOBULAR LAYER SILICATES FROM THE CHIM-UIPTYUGA OIL SHALE DEPOSIT
Y. S. Simakova
IG Komi SC UB RAS, Syktyvkar yssimakova@geo.komisc.ru
The results of mineralogical investigation of globular phyllosilicates (glauconite and mixed-layer minerals) from the Chim-ljDptiuga py-roschist deposit are presented. Grains were studied using modern chemical and physical methods: X-ray diffraction, scanning electron microscopy (SEM), microprobe analyses, infra-red spectroscopy.
Special attention was given to the crystal-chemical features of mineral and processes of glauconite formation in the producting rocks. Keywords: glauconite, smectite, mixed-layer minerals, formations of phyllosilicates.
Верхнеюрские отложения, содержащие горючие сланцы, широко распространены на территории европейской части России [10]. Разрез верхнеюрских отложений Чим-Лоптюгского месторождения (Яренгский слан-ценосный район, Мезенская синеклиза) сложен горючими и глинистыми горючими сланцами, известковыми глинами темно-серого и зеленовато-серого цвета, мергелями с редкими слоями песчаников. Глинистые минералы являются породообразующими компонентами во всех типах пород. Они служат одним из надежных индикаторов литогенеза, отражающим в своих кристалло-химических особенностях условия геологической среды и ее изменения. Ранее нами были выявлены некоторые тенденции распределения глинистых минералов в разрезах скважин Чим-Лоптюгского месторождения горючих сланцев [9]. Верхнеюрские породы месторождения характеризуются поликомпонентным составом глинистых минералов с преобладанием смешанослойных фаз, содержащих разбухающие слои, и иллита. В отложениях оксфордского и кимериджского ярусов верхнего отдела юрской системы (13 о+кт) присутствуют зерна зеленого минерала, диагностированного как глауконит и используемого как литологический репер. Эти глобулярные образования рассеяны в глинистом веществе толщи. В настоящей работе рассмотрены особенности состава тонкодисперсных и глобулярных слоистых силикатов (ГСС) Чим-Лоптюгского месторождения.
Вопросы образования слоистых силикатов с высоким содержанием железа (нонтронита, глауконита, Бе-иллита, Бе-смектита) различного возраста в условиях морских водоемов, их трансформационных преобразований и связанных с ними структурных изменений неоднократно рассматривались как в экспериментальных,
так и теоретических работах [1, 2, 3, 4, 5, 6, 11, 12, 13, 16]. Отмечается, что образование глауконита обусловлено взаимодействием геохимических условий в пределах продуктивной толщи, скорости седиментации и влиянием органического вещества при диагенезе [13, 16, 20].
Нами изучались глауконитсодержащие породы оксфордского и кимериджского ярусов верхнего отдела юрской системы. Глобулярные зерна отбирались из керна скважины 332 Чим-Лоптюгского месторождения.
Методы исследования
Зерна глобулярных слоистых силикатов отбирались под бинокуляром, глинистая фракция пород отделялась путем отмучивания. Ввиду особенностей морфологии зерен минеральный состав анализировался в частично ориентированных препаратах в воздушно-сухом состоянии и после насыщения этиленгликолем, а также в неориентированных препаратах. Фазовый состав глинистой фракции был определен при помощи рентген-дифрактометрического анализа ориентированных и неориентированных образцов, подвергнутых стандартным диагностическим обработкам (дифрактометр Shimadzu XRD-6000, излучение — CuKa, 30kV/20mA, области сканирования 2—52 и 55—65°20). Полуколичественный рент-генодифракционный анализ глинистой фракции был выполнен с помощью программы Sybilla© как для воздушно-сухих, так и для обработанных органическими жидкостями ориентированных образцов. Морфология поверхности и состав частиц минералов изучались под сканирующим электронным микроскопом (СЭМ) Jeol JSM-6400, укомплектованным микрозондовой энергодисперсионной приставкой Link ISIS (оператор В. Н. Филиппов). Инфракрасные (ИК) спектры глинистых
минералов были получены с помощью фурье-спектрометра ИнфраЛюм ФТ-02 в диапазоне 400—4000 см-1 (оператор М. Ф. Самотолкова).
Результаты
Морфологически зерна ГСС имеют глобулярную, нередко уплощенную, таблитчатую форму. Окраска зерен — от темно- до светло-зеленой (рис. 1), при этом цвет минерала может меняться в пределах одного зерна.
Часто встречаются срастания ГСС, кварца и агрегатов пирита (рис. 2, д). На СЭМ-снимках можно видеть, что микроструктуры зеленых зерен представлены спутан-
0.65 mm
Рис. 1. Зерна глобулярных слоистых силикатов: 1 — темно-зеленое, 2 — зеленое с переходом к светло-зеленому, 3 — светло-зеленое
Fig.1. Grains of globular layer phyllosilicates: 1 — dark green, 2 — green to light green, 3 — light green
но-пластинчатными образованиями, сложенными изогнутыми частицами (рис. 2, а—г), часто наблюдаемыми в глауконите. В светло-зеленых зернах встречаются петельчатые микроструктуры, характерные для смектитовых минералов (рис. 2, г).
На дифрактограммах глобулярного силиката (рис. 3) базальные рефлексы [001] проявляются довольно слабо по сравнению с небазальными отражениями [hkl]. Кроме того, дифракционные кривые характеризуются достаточно высокой линией фона из-за повышенного содержания железа в образце. На дифрактограммах темно-зеленого ГСС диагностируются несколько фаз, относящихся к слоистым силикатам: слюдистая (собственно глауконитовая), смектитовая и смешанослойная фаза иллит/смектитового типа. Глауконит диагностируется по серии базальных отражений 001 с межплоскостными отражениями d/n « 10.0, 5.0 (очень слабый), 3.35 Á, а также по небазальным рефлексам hkl (наиболее интенсивные из них d/n « 4.53 (020), 2.59 (130), 2.40 (13-2), 1.510 (060) Á и др). Набор рефлексов соответствует политипной модификации 1М, хотя сами отражения несколько уширены, что может свидетельствовать и о присутствии слабоупорядоченного политипа 1Md. Критериями структурной упорядоченности глауконита являются интенсивные отражения —112 и 112, а также хорошо разрешающиеся рефлексы —111 и 021 [3]. Интервал отражений 021 и 111 на дифрактограммах характеризуется относительно интенсивными рефлексами — 112 и 112 с d ~ 3.655 и 3.075 Á соответственно, отчетливыми отражениями —111 с d ~ 4.36 Е и 021 с d ~ 4.13 Á, что свидетельствует об относительной трехмерной упорядоченности глауконита.
В области 060 на дифрактограммах неориентированных образцов зеленого глауконита присутствует несколько рефлексов, относящихся к различным слоистым силикатам. Наиболее интенсивный пик с d^ = 1.510—1.513 Á (b = 9.06—9.08 Á) принадлежит глаукониту, слабое отражение с d060 = 1.500 Á относится к диоктаэдрической смектитовой фазе.
В светлых зернах содержание смектита существенно больше по сравнению с зелеными. При насыщении образца органическими жидкостями интенсивный смек-
Рис. 2. Микроструктуры внешней и внутренней поверхности глауконитовытх зерен: а, б — СЭМ-изображения внутренней части темно-зеленого глауконита; в, г — петельчатая микроструктура светло-зеленого глауконита; д — кристаллы пирита в срастании с глауконитом Fig. 2. Microstructures of outer and inner surface of glauconite grains. SEM images (a, б) inner part of dark green glauconite, (в, г) loop microstructure of light green glauconite, (д) crystals of pyrite in accretion with glauconite
слойным фазам. Таким образом, очевидно, что темно-зеленые глауконитовые глобулы содержат некоторое количество разбухающей фазы — смектита. Содержание её в светло-зеленых глобулах довольно велико и может отражать промежуточную стадию глауконитообразования, когда смектит преобразуется в глауконит при вхождении калия в межслоевые промежутки, а железа — в октаэдри-ческие позиции слоистых силикатов при благоприятных условиях.
Кристаллохимические формулы минералов были рассчитаны на основании результатов микрозондового анализа и приведены в таблице. Сумма зарядов анионного каркаса (О10(ОН)2)-22 при расчете считается постоянной, предполагается, что железо в структуре глауконита присутствует в трехвалентной форме. Преобладающим катионом октаэдрической сетки минерала является Бе111 (для светло-зеленых зерен — 0.78—0.94 формульных единиц (ф. е.), для темно-зеленых — 1.12—1.30 ф. е.), содержание октаэдрического А1 меняется в пределах 0.23—0.48 и 0.65—0.81 ф. е. соответственно. Бе-индекс п = Реш+/ (Бе111 + УА1) варьирует от 0.47 до 0.85 ф. е., а содержание межслоевого К — от 0.24 до 0.46 ф. е. Если бы в анализах учитывалось двухвалентное железо, Бе-индекс, скорее всего, был бы чуть ниже, хотя содержание Бе2+ в глауконитах обычно составляет не более 5—10 %. Состав изученных глауконитовых глобул (как темно, так и светло-зеленых), по данным микрозондового анализа примерно одинаков на сколе глобул и на их поверхности.
Согласно номенклатуре слюд А1РЕА [18], обобщенная кристаллохимическая формула глауконита имеет вид К0.8 ^т.ззП^ □ A10.13Si3.87 Ою(ОН)2, где ^/(^и + ^Я™) > 0.15 и У1А1/(У1А1 + У1Реш) < 0.5. Для рассчитанных нами кристаллохимических формул индекс У1Я11/ (УЕ^и + уе^Ш) меняется в пределах 0.17—0.24, тогда как индекс У1А1/(У1А1 + У1Ре111) для формул зеленых зерен варьирует от 0.15 до 0.3, а для светло-зеленых — от 0.41 до 0.53. Как видим, темно-зеленый минерал в глобулах при довольно высоком содержании трехвалентного железа, алюминия и магния в октаэдрических позициях по фор-
Рис. 3. Дифрактограммы частично ориентированных препаратов темно-зеленого (I) и светло-зеленого (II) глобулярного слоистого силиката в воздушно-сухом (а) и насыщенном эти-ленгликолем (б) состоянии: Gl — глауконит, Sm — смектит, Q — кварц, а также фрагмент дифрактограмм в области 060 (III) темно-зеленого (в) и светло-зеленого (г) глауконита (неориентированный образец)
Fig. 3. Diffraction patterns of partially oriented samples of dark green (I) and light green (II) globular phyllosilicate in air-dry (a) and saturated with ethylene glycol (B) state. Gl — glauconite, Sm — smectite, Q — quartz, and the diffraction patterns in range 060 (III) of dark green, (в) and light green (г) glauconite (non-oriented sample)
титовый рефлекс d001 = 13.7 А смещается в малоугловую область до d001 = 17.5 А. При этом слюдистые (глауконитовые) отражения также присутствуют на дифракто-грамме. Соотношение интенсивностей рефлексов в области 060 на дифрактограммах темно-зеленых и светло-зеленых зерен различно: на последних более интенсивен смектитовый рефлекс с d060 = 1.500 А, глауконитовый — менее интенсивен, между этими пиками наблюдаются промежуточные отражения, относящиеся к смешано-
Рис. 4. Дифрактограммы ориентированных препаратов глинистой фракции (<1 ^m) глауконитсодержащей породы в воздушно-сухом (а) и насыщенном этиленгликолем (б) состоянии: Sm — смектит, Chl — хлорит, Mi — слюда, Ge — гейлан-дит, Q — кварц
Fig. 4. Diffraction patterns of oriented samples of clay fraction (<1 ^m) of glauconite-containing rocks in air-dry (a) and saturated with ethylene glycol (б) state. Sm — smectite, Chl — chlorite, Mi — mica, Ge — heulandite, Q — quartz
Кристаллохимические формулы образцов глауконита Crystal chemical formulae of glauconite samples
№ обр. Sample No. Катионы, ф. e. Cations, fu Заряд Charge + +
Тетраэдриче- ские Tetrahedrical Октаэдрические Octahedrical Межслоевые Interlayered Тетраэдри- ческий Tetrahedrical Октаэдриче- ский Octahedrical Межслоевой Interlayered n 3 I < Рч (I I (ai
Si Al Fe3+ Al Mg V Ca K £ >
1 3.92 0.08 1.25 0.36 0.33 1.94 0.07 0.43 15.92 5.49 0.57 0.78 0.22 0.17
2 3.81 0.19 1.30 0.23 0.50 2.03 0.07 0.46 15.81 5.59 0.60 0.85 0.15 0.24
3 3.80 0.20 1.29 0.29 0.42 2.00 0.09 0.43 15.80 5.58 0.61 0.82 0.18 0.21
4 3.93 0.07 1.12 0.48 0.33 1.93 0.09 0.42 15.93 5.46 0.60 0.70 0.3 0.17
5 3.94 0.06 0.87 0.73 0.41 2.01 0.10 0.25 15.94 5.62 0.45 0.54 0.45 0.20
6 3.92 0.08 0.78 0.81 0.41 2.00 0.09 0.30 15.92 5.59 0.48 0.49 0.51 0.21
7 3.99 0.01 0.79 0.79 0.42 2.00 0.10 0.24 15.99 5.56 0.44 0.50 0.5 0.21
8 3.99 0.01 0.75 0.85 0.37 1.97 0.10 0.27 15.99 5.54 0.47 0.47 0.53 0.19
9 3.95 0.05 0.94 0.65 0.39 1.98 0.10 0.28 15.95 5.55 0.48 0.59 0.41 0,20
n - Fe-индекс (Fe index) (Feln/(Feln + VIAlln)
Образцы: 1—4 — темно-зеленые глобулы, 5 — зеленые глобулы, 6—9 — светло-зеленые глобулы. Samples: 1—4 — dark green globules, 5 — green globules, 6—9 — light green globules.
муле не вполне соответствует глаукониту из-за низкого межслоевого заряда, хотя значения вышеупомянутых индексов позволяют отнести его к глаукониту. Дефицит калия в минерале связан с присутствием в его структуре разбухающих межслоевых промежутков и отражает некоторую структурную неоднородность глинистых минералов. Рассчитанные кристаллохимические формулы для глауконита из темно-зеленых глобул позволяют отнести его к диоктаэдрическим слюдам с дефицитом межслоевых катионов. На диаграмме Менье — Эль Альбани [16] фигуративные точки чим-лоптюгских темно-зеленых зерен попадают на самую границу поля глауконита (рис. 6), а светлых зерен — ближе к области смешанослойных минералов. Следует, однако, отметить, что границы между полями диаграммы весьма условны, и глаукониты из многих литературных источников, полностью соответствуя номенклатурным требованиям, тем не менее не попадают в глауконитовое поле данной диаграммы [13]. По шкале зрелости Г. Одина и А. Маттера [17], в которой выделено несколько стадий диагенетического изменения глауконита — от незрелой до высокозрелой, фиксирующихся по содержанию в нем К20, чим-лоптюгские ГСС
Phc. 5. HK-cneKTpbi TCC: (a) TeMHO-seneHbix (6) h CBerno-sene-Hbix 3epeH b o6nacTH BareHTHbix Kone6aHHH OH-rpynn Fig. 5. IR spectra of GLS: (a) dark green (6) light green grains in the area of valence vibrations of OH-groups
Рис. 6. Диаграмма Менье — Эль Альбани [16], отражающая области железосодержащих глинистых и смешанослойных минералов в зависимости от отношения суммарного межслоевого заряда к 1/4 ф. е. кремния (4M+/Si, где M+ = Na + K + 2Ca) и отношения ф. е. железа к сумме октаэдрических катионов. MLM — смешанослойные минералы. • — фигуративные точки исследуемых образцов
Fig. 6. Meunier-El Albani diagram [16] reflecting iron-containing clay and mixed-layer minerals depending on the ratio of the total inter-layer charge to 1/4 fu silicon (4M+/Si, where M+=Na+K+2Ca) and the ratio fu iron to the amount of octahedral cations. MLM — mixed-layer minerals. • — figurative points of the studied samples
относятся к категории «незрелых», для которых содержание K2O составляет 4—6 %. Данные инфракрасной спектроскопии важны для характеристики слоистых силикатов типа 2:1, особенно информативны в этом отношении их ИК-спектры в области валентных колебаний OH-групп. Многочисленными исследованиями [8, 12, 14, 15, 19, 21] установлены взаимоотношения между волновыми числами в интервале 3400—3700см-1 и локальными кати-онными конфигурациями вокруг OH-групп в диоктаэ-дрических слюдах. Полученные для исследуемых образцов ИК-спектры соответствуют опубликованным данным для глауконита. Наши образцы в области валентных колебаний OH-групп характеризуются следующими параметрами: полосы поглощения: у темно-зеленых зерен — 3530, 3557, 3623 см-1 и у светло-зеленых — 3557, 3593, 3620, см-1 (рис. 5). На рис. 5 можно видеть, что у темно-зеленой разновидности ярче выражена полоса поглощения 3557 см-1, которая, согласно данным Ж. Бессона и В. А. Дрица [14], соответствует в Fe-слюдах катионной паре Fe3+—Fe3+, связанной с OH-группой; слабее проявляется пик поглощения 3623 см-1, отвечающий за пару катионов A1—A1. Можно предположить, что полоса поглощения 3557 см-1 соответствует паре A1—Fe2+ либо паре Mg— Fe3+ и «плечо» 3570 см-1 — A1—Fe3+. Согласно [21], полоса 3593 см-1 характерна для смектита и соответствует паре A1—Fe3+. Исследования показывают, что интенсивность полос поглощения в высокочастотной области зависит от содержания в образце Al. Таким образом, результаты ИК-спектроскопии свидетельствуют о том, что в темно-зеленых глауконитовых зернах преобладает катионная пара Fe3+—Fe3+, связанная с OH-группой, тогда как в измененном светло-зеленом минерале такой парой является A1—A1. Данные ИК-спектроскопии подтверждают результаты исследования глобулярных слоистых силикатов Чим-Лоптюгского месторождения. Полученные результаты показывают, что основным трендом в образовании глауконита является вхождение калия в межслоевое пространство и Fe3+ — в октаэдрические позиции структуры смектитового минерала и трансформация его в глауконит через смешанослойные фазы.
Глинистая фракция глауконитсодержащих пород представлена в основном смешанослойными минералами иллит/смектитового и хлорит/смектитового состава (рис. 4). Преобладает в образце иллит/смектитовая фаза с содержанием слюдистой компоненты 5—20 %. Нам представляется, что значительная часть глинистых минералов могла образоваться при трансформационных преобразованиях исходных слоистых силикатов под воздействием органического вещества в стадии диагенеза. С этой стадией также связано образование цеолита (гейландита, рис. 4), глауконита и сульфидов железа, широко распространенных по всему разрезу, а в некоторых стратиграфических интервалах — сульфидов цинка, кобальта и никеля, свидетельствующее об активном аутигенном мине-ралообразовании в верхнеюрских породах.
Выводы
Глобулярные слоистые силикаты Чим-Лоптюгского месторождения горючих сланцев представлены разно-окрашенными зернами, при этом зерна зеленой и темно-зеленой окраски являются глауконитом с низким содержанием калия и, соответственно, слабой степенью диагенетического созревания минерала. Зеленые зерна сложены дефектным слюдистым минералом, близким
по составу к глаукониту с низким межслоевым зарядом, что также говорит о низкой степени зрелости этого минерала. Присутствие пирита на поверхности глобул может свидетельствовать о том, что образование глауконита было прервано и не завершено из-за изменения восстановительно-окислительных условий или проницаемости окружающей среды. Глауконит в породах ассоциирует с цеолитом группы гейландита — клиноптилоли-та. Формирование данной ассоциации многими исследователями связывается с диагенезом пирокластики [7]. Светло-зеленые зерна содержат в своём составе помимо глауконита значительную смектитовую составляющую. Можно предположить, что смектит являлся «прекурсором» при образовании глауконита и изменение скорости седиментации и проницаемости окружающей среды помешало завершению процесса глауконитообразова-ния. Глауконитсодержащие породы также подвергнуты широким трансформациям, выражающимся в широком распространении смешанослойных минералов, содержащих разбухающие слои. Кристаллохимические особенности глауконита позволяют рассматривать его в качестве индикатора слабой степени диагенетического преобразования осадка.
Работа выполнена в рамках Программы фундаментальных исследований УрО РАН № 15-18-5-49.
Автор выражает глубокую благодарность В. Н. Филиппову и М. Ф. Самотолковой за помощь в проведении анализов.
Литература
1. Афанасьева Н. И., Зорина С. О., Губайдуллина А. М., Наумкина Н. И., Сучкова Г. Г. Кристаллохимия и генезис глауконита из разреза «Меловатка» (сеноман, юго-восток Русской плиты) // Литосфера. 2013. № 2. С. 65-75
2. Гептнер А. Р., Ивановская Т. А., Покровская Е. В. Кураленко Н. П. Глауконит из вулканотерригенных отложений палеогена Западной Камчатки // Литология и полезные ископаемые. 2008. № 3. Стр. 255-279.
3. Дриц В. А., Каменева М. Ю., Сахаров Б. А. и др. Проблемы определения реальной структуры глауконитов и родственных тонкозернистых филлосиликатов. Новосибирск: Наука, 1993. 200 с.
4. Ивановская Т. А., Гептнер А. Р. Глауконит на разных стадиях литогенеза в отложениях нижнего кембрия Западной Литвы // Литология и полезные ископаемые. 2004. № 3. С. 227-240.
5. Ивановская Т. А., Звягина Б. Б., Сахаров Б. А., Зайцева Т. С., Покровская Е. В., Доржиева О. В. Глобулярные слоистые силикаты глауконит-иллитового состава в отложениях верхнего протерозоя и нижнего кембрия // Литология и полезные ископаемые. 2015. № 6. С. 510-537.
6. Липкина М. И. Глауконит — продукт подводного вулканизма // Литология и полезные ископаемые. 1980. № 4. С. 44-54.
7. Муравьев В. И. Минеральные парагенезы глауконито-во-кремнистых формаций. М.: Наука, 1983. 208 с.
8. Плюснина И. И. Инфракрасные спектры минералов. М.: МГУ, 1976. 175 с.
9. Салдин В. А., Симакова Ю. С., Бурцев И. Н. Глинистые минералы верхнеюрских пород Чим-Лоптюгского месторождения горючих сланцев (Вычегодский сланценосный район) // Минеральные индикаторы литогенеза: Материалы Российского совещания с междунар. участием. Сыктывкар: Геопринт, 2011. С. 196-198.
10. Туров А. В. Об обстановках формирования верхнеюрских горючих сланцев на Русской плите // Известия вузов. Геология и разведка. 2000. №3. С. 9-20.
11. Adriaens R., Vandenberghe N. andElsen J. Natural clay-sized glauconite in the Neogenedeposits of the Campine basin (Belgium) // Clays and Clay Minerals. 2014. Vol. 62. No. 1. P. 35-52.
12. Amorosi A. Detecting compositional, spatial, and temporal attributes of glaucony: a tool for provenance research // Sedimentary Geology. 1997. 109. P. 135-153.
13. Banerjee S, Bansal U, Thorat A. V. A review on palaeogeographic implications and temporal variation in glaucony composition // Journal of Palaeogeography. 2016. V. 5. Issue 1, P. 1-108.
14. Besson G. and Drits V. A. Refined relationships between chemical composition of dioctahedral fine-grained micaceous minerals and their infrared spectra within the OH stretching region. Part II: The main factors affecting OH vibrations and quantitative analysis. Clays and Clay Minerals. 1997. 45. P. 170-183.
15. Kodama H. Infrared spectra of minerals; reference guide to identification and characterization of minerals for the study of soils: Research Branch Agriculture Canada, Technical Bulletin. 1985. P. 140-150.
16. Meunier A., El Albani A. The glauconite -Fe-illite-Fe-smectite problem: a critical review // Terra Nova. 2007. V. 19. P. 95-104.
17. Odin G.S., Matter A. De glauconiarum origine // Sedimentology. 1981. V. 28. P. 611-641.
18. Rieder M. et.al. Nomenclature of the micas // Clays and Clay Minerals. 1998. Vol. 46, 5. P. 586-595.
19. Slonimskaya M. V., Besson G., Daynyak L. G., Tchoubar C., Drits V. A. Interpretation of the IR spectra of celadonites, glauconites in the region of OH-stretching frequencies. // Clay Miner. 1986. Vol. 2. P. 377-388.
20. Van Houten F. B. and Purucker M. E. On the Origin of Glauconitic and Chamositic Granules // Geo-Marine Letters. 1985. 5. P. 47-49.
21. Zviagina, B. B., McCarty, D. K, Srodon, J., and Drits, V. A. Interpretation of infrared spectra of dioctahedral smectites in the region of OH-stretching vibrations // Clays Clay Miner. 2004. Vol. 52. 4. P. 399-410.
References
1. Afanaseva N. I., Zorina S. O., Gubaidullina A. M., Naumkina N. I., Suchkova G. G. Kristallohimiya i genezis glaukonita iz razreza «Melovatka» (senoman, yugo-vostok Russkoi plity) (Crystal chemistry and genesis of glauconite from section melovat-ka (SE Russian platform). Litosfera, 2013, No. 2, pp. 65-75
2. Geptner A. R., Ivanovskaya T. A., Pokrovskaya E. V. Kuralenko N. P Glaukonit iz vulkanoterrigennyh otlozhenii paleoge-na Zapadnoi Kamchatki (Glauconite from igneous terrigenous deposits of paleogen of Western Kamchatka). Litologiya ipoleznye is-kopaemye, 2008, No. 3, pp. 255-279.
3. Drits V. A., Kameneva M. Yu., Saharov B. A. et al. Problemy opredeleniya realnoi struktury glaukonitov i rodstvennyh tonkoz-ernistyh fillosilikatov (Problems of determination of real structure of glauconites and relative thin grained phyllosilicates). Novosibirsk, Nauka, 1993, 200 pp.
4. Ivanovskaya T. A., Geptner A. R. Glaukonit na raznyh sta-diyah litogeneza v otlozheniyah nizhnego kembriya Zapadnoi Litvy (Glaukonite at various stages of lithogenesis in Lower Cambrian deposits of Western Lithuania). Litologiya i poleznye iskopaemye, 2004, No. 3, pp. 227-240.
5. Ivanovskaya T. A., Zvyagina B. B., Saharov B. A., Zaitseva T. S., Pokrovskaya E. V., Dorzhieva O. V. Globulyarnye sloistye si-
likaty glaukonit-illitovogo sostava v otlozheniyah verhnego protero-zoya i nizhnego kembriya (Globular layered silicates of glauco-nite-illite composition in Upper Proterozoic and Lower Cambrian rocks). Litologiya ipoleznye iskopaemye, 2015, No. 6, pp. 510—537.
6. Lipkina M. I. Glaukonit — produkt podvodnogo vulkaniz-ma (Glauconite — product of underwater volcanism). Litologiya i poleznye iskopaemye, 1980, No. 4, pp. 44—54.
7. Muravev V. I. Mineralnye paragenezy glaukonitovo-krem-nistyh formatsii (Mineral parageneses of glauconite-silica formation). Moscow, Nauka, 1983, 208 pp.
8. Plyusnina I. I. Infrakrasnye spektry mineralov (IR spectra of minerals). 1976, Moscow, MGU, 175 pp.
9. Saldin V. A., Simakova Yu. S., Burtsev I. N. Glinistye min-eraly verhneyurskih porod Chim-Loptyugskogo mestorozhdeniya go-ryuchih slantsev (Vychegodskii slantsenosnyi raion) (Clay minerals of Upper Jurassic rocks of chimloptyugsky deposit of oil shales). Mineralnye indikatory litogeneza (Mineral indicators of lithogen-esis): Proceedings of conference. Syktyvkar, Geoprint, 2011, pp. 196-198.
10. Turov A. V. Ob obstanovkah formirovaniya verhneyurskih goryuchih slantsev na russkoi plite (About formation environments of Upper Jurassic oil shales in Russian platform). Izvestiya vuzov. Geologiya i razvedka, No. 3, 2000, pp. 9-20.
11. Adriaens R., Vandenberghe N. and Elsen J. Natural clay-sized glauconite in the Neogenedeposits of the Campine basin (Belgium). Clays and Clay Minerals, 2014, Vol.62, No.1, pp. 3552.
12. Amorosi A. Detecting compositional, spatial, and temporal attributes of glaucony: a tool for provenance research. Sedimentary Geology, 1997. 109, pp. 135-153.
13. Banerjee S., Bansal U., Thorat A. V. A review on palaeo-geographic implications and temporal variation in glaucony composition. Journal ofPalaeogeography, 2016, V.5, Issue 1, pp. 1-108.
14. Besson G. and Drits V. A. Refined relationships between chemical composition of dioctahedral fine-grained micaceous minerals and their infrared spectra within the OH stretching region. Part II: The main factors affecting OH vibrations and quantitative analysis. Clays and Clay Minerals. 1997, 45, pp. 170-183.
15. Kodama H. Infrared spectra of minerals; reference guide to identification and characterization of minerals for the study of soils: Research Branch Agriculture Canada, Technical Bulletin.
1985, pp. 140-150.
16. Meunier A., El Albani A. The glauconite-Fe-illite-Fe-smectite problem: a critical review. Terra Nova, 2007, V. 19, pp. 95-104.
17. Odin G.S., Matter A. De glauconiarum origine. Sedimentology. 1981, V. 28, pp. 611-641.
18. Rieder M. et.al. Nomenclature of the micas. Clays and Clay Minerals, 1998, Vol. 46, 5, pp. 586-595.
19. Slonimskaya M. V., Besson G., Daynyak L. G., Tchoubar C., Drits V. A. Interpretation of the IR spectra of celadonites, glauconites in the region of OH-stretching frequencies. Clay Miner.
1986, Vol. 2, pp. 377-388.
20. Van Houten F. B. and Purucker M. E. On the Origin of Glauconitic and Chamositic Granules. Geo-Marine Letters, 1985, 5, pp. 47-49.
21. Zviagina, B. B., McCarty, D. K., Srodon, J., and Drits, V. A. Interpretation of infrared spectra of dioctahedral smectites in the region of OH-stretching vibrations. Clays Clay Miner., 2004, vol. 52, 4, pp. 399-410.
