Structural-crystallochemical features of minerals of the glauconite-illite series with high Mg contents from Upper Proterozoic deposits of Eastern and Northern Siberia

Full Text

Глаукониты в породах различного типа и возраста, как правило, образуют зерна глобулярной формы с микрогагрегатной внутренней структурой и сложены диоктаэдрическими слюдистыми минералами, у которых в октаэдрических сетках 2 : 1 слоев преобладающим катионом является Fe³⁺. По сравнению с другими слюдами они являются низкозарядными (слоевой заряд ≈ 0.60–0.85 на формульную единицу (ф.е.) при расчете на анионный состав О₁₀(ОН)₂); для них характерно широкое разнообразие изоморфных замещений катионов в октаэдрических сетках 2 : 1 слоев.

Классификация и номенклатура низкозарядных K-диоктаэдрических слюдистых минералов до настоящего времени остается неоднозначной. В статье используется обобщенная классификация этих минералов, в которой учитываются рекомендации Международных номенклатурных комитетов по слюдам и глинистым минералам (IMA и AIPEA) [Rieder et al., 1998; Guggenheim et al., 2006] и результаты авторов настоящей статьи, основанные на многолетних исследованиях представительной коллекции образцов из отложений верхнего протерозоя [Ивановская и др., 1989, 2015; Дриц и др., 2010, 2013; Zviagina et al., 2017].

В соответствии с этой обобщенной классификацией, в основе которой лежит степень алюминиевости (К_Al = ^VIAl / [^VIFe³⁺ + ^VIAl]), К-диоктаэдрические слюдистые минералы образуют изоморфные ряды и подразделяются на пять групп: 1) иллиты (в том числе собственно Fe-содержащие Mg-богатые иллиты (содержание катионов Mg ≥ 0.4 ф.е.)) (K_Al > 0.8), 2) Fe-иллиты (0.6 < K_Al ≤ 0.8), 3) Al-глаукониты (0.5 ≤ K_Al ≤ 0.6), 4) глаукониты (K_Al < 0.5) и 5) селадониты (K_Al < 0.2), которые уже относятся к истинным слюдам. Предложенная классификация позволяет преодолеть ограничения, заложенные в номенклатуре IMA и AIPEA, где выделяется только два отдельных изоморфных ряда – иллитовый (K_Al ≥ 0.6) и глауконитовый (K_Al ≤ 0.5).

Среди представительной коллекции образцов ГСС верхнего протерозоя (коллекция Т.А. Ивановской) отмечаются не только магнезиальные иллиты, но и Fe-иллиты, Al-глаукониты и собственно глаукониты с повышенным содержанием Mg. Из этой коллекции было выбрано восемь образцов ГСС, выделенных из пород разного типа, которые характеризуются специфическими структурно-кристаллохимическими характеристиками – повышенным содержанием катионов Mg и суммой октаэдрических катионов >2 ф.е.

Таким образом, целью настоящей работы является обобщение ранее полученных и новых литолого-минералогических и структурно-кристаллохимических данных изучения магнезиальных ГСС из разрезов нижнего, среднего рифея и венда Северной и Восточной Сибири (Анабарское поднятие, Учуро-Майский регион). В изучаемых верхнепротерозойских отложениях (доломиты и/или песчано-глинистые породы) анализируются условия образования и преобразования глауконит-иллитовых минералов.

При рентгеновских исследованиях образцов ГСС использовался метод моделирования дифракционных картин, полученных от ориентированных и неориентированных препаратов растертых зерен, который позволил точно определять типы разных слоев, их содержание и характер чередования, степень трехмерной упорядоченности, параметры элементарной ячейки и другие особенности их несовершенных структур.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изучались четыре образца из отложений венда и среднего рифея Учуро-Майского региона Восточной Сибири, а также четыре образца из нижнего рифея, отобранные на западном склоне Анабарского понятия Северной Сибири. Стратиграфическое положение образцов, характеристика глауконитсодержащих пород, описание методики выделения и исследования мономинеральных фракций зерен приведены в работах [Ивановская и др., 2015; Зайцева и др., 2016, 2020 и др.].

Венд и средний рифей, Учуро-Майский регион. Образец 709 взят из прослоя песчанистых доломитов в нижней части усть-юдомской свиты венда в толще хемогенных и водорослевых доломитов (Учуро-Майский район, р. Юдома).

Образцы 70/28, 70/23 и 70/19 отобраны на нескольких уровнях тоттинской свиты среднего рифея снизу вверх по разрезу Мокуйской скважины (МС) (Юдомо-Майский прогиб, р. Юдома), из тонкопереслаивающихся песчаников, алевролитов, аргиллитов и доломитов [Ивановская и др., 2015]. Микрофоссилии из глинистых пород [Семихатов и др., 1987] свидетельствуют о принадлежности рассматриваемых пород к тоттинской свите среднего рифея. Кроме того, о среднерифейском возрасте отложений также свидетельствуют K-Ar датировки, полученные по ГСС (обр. 70/23, 70/19) [Семихатов и др., 1987].

Нижний рифей, Анабарское поднятия. Образец 402/1 отобран из разреза усть-ильинской свиты нижнего рифея и происходит из глинистых песчано-алевролитовых пород с ровной и тонкой горизонтальной слоистостью, залегающих в 20‒22 м выше основания усть-ильинской свиты (р. Котуйкан). В нижней и средней частях свиты обнаружены многочисленные микрофоссилии [Вейс, Воробьева, 1992; Вейс, Петров, 1994].

Выше по разрезу из базальных слоев нижней подсвиты юсмастахской свиты (р. Котуйкан) отобраны обр. 403 и 500, представленные светло-серыми крупно- и мелкозернистыми глауконитовыми песчаниками, залегающими ниже и выше глинисто-песчаного прослоя [Дриц и др., 2011]. В кровле нижней подсвиты юсмастахской свиты взят обр. 501 из прослоя тонкоплитчатых алевритисто-песчанистых доломитов (р. Джогджо, бассейн р. Котуйкан). Этот прослой залегает без видимых следов размыва среди мощной толщи доломитов.

Строение разреза нижнерифейских отложений Анабарского поднятия, палеонтологические и изотопно-геохронологические данные детально рассматриваются в работах, в которых доказывается нижнерифейский возраст усть-ильинской, котуйканской и нижней подсвиты юсмастахской свит [Зайцева и др., 2016, 2020, Горохов и др., 2022 и др.].

Рентгеновские исследования проведены с помощью дифрактометра D8 фирмы Bruker (CuK_a излучение). Дифракционные картины регистрировались в интервале углов от 3.0^о до 49.5^о 2θ для ориентированных препаратов, и от 16.0^о до 64.0^о 2θ для неориентированных порошковых препаратов растертых глобуль. Интенсивности измерялись дискретно с шагом 0.05^о 2θ и экспозицией 180 с. Методы выделения и исследования мономинеральных фракций глауконитовых зерен и методология моделирования экспериментальных дифрактограмм глауконитовых зерен детально рассмотрены ранее [Дриц и др., 1993, 2010, 2011, 2013].

СТРУКТУРНО-КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГСС

Катионный состав ГСС

Кристаллохимические формулы слюдистых минералов рассчитывались на анионный каркас O₁₀(OH)₂ по данным полных силикатных (обр. 709, 70/19, 501, 402/1), а также микрозондовых анализов. Состав растертых глауконитовых зерен (навеска 100 мг) определялся также с помощью эмиссионной спектроскопии на спектрометре JY-48 (аналитик М.И. Кайков) без определения воды (обр. 70/28, 70/23, 500 и 403) (табл. 1, ан. 1–5, 7, 8, 10). В образцах 501 и 402/1, характеризующихся сложной смешанослойной структурой, расчет проводился на анионный каркас O₁₀(OH)_2.24 и O₁₀(OH)_2.18 соответственно [Дриц и др., 2010, 2013].

 

Таблица 1. Кристаллохимические формулы образцов ГСС из верхнего протерозоя (ф.е.)

Номер анализа	Номер образца	Размер зерна, мм	Плотность зерна, г/см3	Катионы										VIAl/ (VIAl+VIFe3+)	Заряды			Fe2+/Fe3+
				Тетраэдрические		Октаэдрические					Межслоевые				Тетраэдрические	Октаэдрические	Меж- слоевые
				Si	Al	Al	Fe3+	Fe2+	Mg	Σокт	K	Na	Ca
Восточная Сибирь, венд и средний рифей
1	709	0.16−0.1	2.5−2.75	3.57	0.43	0.90	0.48	0.11	0.65	2.14	0.75	0.02	−	0.65	15.57	5.66	0.77	0.23
2	70/19*	0.4−0.2	2.65−2.75	3.73	0.27	0.98	0.17	0.27	0.75	2.17	0.80	−	0.01	0.85	15.73	5.49	0.82	1.59
3	70/23*	0.4−0.2	2.7−2.8	3.74	0.26	1.00	0.19	0.29	0.67	2.15	0.77	0.01	−	0.84	15.74	5.49	0.78	1.53
4	70/28	0.4−0.2	2.65−2.75	3.73	0.27	1.00	0.25	0.15	0.75	2.16	0.68	−	−	0.80	15.73	5.59	0.68	0.47
Северная Сибирь, нижний рифей
5	501* слюда + Sm + Chl	0.16−0.1	2.65−2.75	3.86	0.14	0.71	0.51	0.28	0.72	2.22	0.67	0.01	0.02	0.58	15.86	5.66	0.72	0.55
6	501 слюда	0.16−0.1	2.65−2.75	3.85	0.15	0.68	0.51	0.28	0.63	2.10	0.76	0.01	−	0.57	15.85	5.39	0.77	0.55
7	500	0.4−0.2	2.6−2.8	3.75	0.25	0.83	0.54	0.18	0.56	2.11	0.63	−	−	0.60	15.75	5.59	0.63	0.33
8	403	0.4−0.2	2.4−2.45	3.75	0.25	0.83	0.55	0.20	0.51	2.08	0.68	−	−	0.61	15.75	5.56	0.68	0.36
9	402/1 слюда + Sm + Chl	0.4−0.315	2.75−2.8	3.80	0.20	0.53	0.79	0.30	0.51	2.13	0.72	0.04	0.01	0.40	15.80	5.46	0.77	0.35
10	402/1 слюда	0.4−0.315	2.75−2.8	3.80	0.20	0.52	0.78	0.28	0.47	2.07	0.80	−	−	0.40	15.80	5.40	0.80	0.36

Примечание. Прочерк − нет данных, * – формулы с уточненным отношением Fe²⁺/Fe³⁺ по мессбауэровским данным [Ивановская и др., 2015], обр. 501 и 402/1 (анализы 5, 9) представляют собой сложную смешанослойную структуру, в которой неупорядоченно чередуются слюдистые, смектитовые (Sm) и хлоритовые (Chl) слои. Формулы в ан. 1–4, 6–8 и 10 рассчитаны на анионный каркас O₁₀(OH)₂, в ан. 5 − на анионный каркас O₁₀(OH)_2.24, в ан. 9 ‒ на анионный каркас O₁₀(OH)_2.18 [Дриц и др., 2010, 2013].

 

Анализируя приведенные в табл. 1 кристаллохимические формулы, можно отметить, что ГСС по составу относятся к иллитам (обр. 70/28, 70/23, 70/19), Fe-иллитам (обр. 709, 403), Al-глауконитам (501, 500) и собственно глаукониту (обр. 402/1) (К_Al = 0.80–0.85, 0.61–0.65, 0.57–0.60 и 0.40 соответственно); количество катионов K колеблется от 0.68 до 0.80 ф.е.; значения межслоевого заряда изменяются от 0.63 до 0.80.

Таким образом, изученные низкозарядные ГСС по составу образуют единый изоморфный ряд от иллита, через Fe-иллит и Al-глауконит к собственно глаукониту. Все образцы глауконит-иллитового ряда характеризуются повышенным содержанием катионов Mg (0.47–0.75 ф.е.), а сумма октаэдрических катионов в структурных формулах составляет от 2.07 до 2.22 ф.е. при анионном составе слюдистых слоев О₁₀(ОН)₂ (см. табл. 1).

Для выяснения локализации в слюдистой структуре повышенного содержания катионов Mg, ранее С.И. Ципурским при изучении обр. 70/23 и 70/19 был проведен следующий эксперимент [Ивановская и др., 1989]. Образцы подвергли обработке в 1N растворе KOH с целью замещения катионов Na и Mg на катионы K (Ca после пересчета оказался целиком связанным с фосфатными и карбонатными минералами). Анализ растворов, отжатых на центрифуге от твердой фазы образцов, проводили на плазменном эмиссионном спектрометре JY-48 (аналитик И.Л. Симонов). В результате были получены следующие величины MgO/Na₂O: для обр. 709 – 7 : 4, для обр. 70/23 – 9 : 2. В пересчете на межслоевые катионы Mg это составляет ~0.03–0.04 ф.е. Таким образом, экспериментально было показано присутствие катионов Mg в межслоевых промежутках слюдистых образцов 709 и 70/23 (скорее всего в смектитовых) [Ивановская и др., 1989].

И.В. Николаева [1977, 1981] выяснила, что глауконитовые зерна из доломитов и гипсоносно-доломитовых пород характеризуются повышенным содержанием катионов Mg (0.55–1.03 ф.е.), а наиболее магнезиальные образцы (Mg 0.82–1.03 ф.е.) автор назвала “булайинитами”. Подобные булайиниты с содержанием магния 0.83 ф.е. были обнаружены позднее в сульфатоносных глинисто-доломитовых отложениях Сибирской платформы [Вакуленко и др., 1991].

В монографии В.А. Дрица с соавторами [1993] показано, что образцы из коллекции И.В. Николаевой, называемые “булайинитами” характеризуются специфическими кристаллохимическими особенностями. Так, обр. Я-56-9 из гипсоносно-доломитовых пород Сибирской платформы характеризуется высоким содержанием MgO (0.94 ф.е.), и в структурной формуле этого образца, рассчитанной на анионный состав О₁₀(ОН)₂, сумма октаэдрических катионов – 2.25. Это могло бы свидетельствовать о ди-триоктаэдрической природе 2 : 1 слоев в структуре обр. Я-56-9. При дальнейших исследованиях оказалось, что другие глаукониты И.В. Николаевой, происходящие из доломитов, представляют собой сложные смешанослойные образования, в структуре которых наряду с глауконитовыми и смектитовыми слоями присутствуют слои ди-триоктаэдрического хлорита [Дриц и др., 1993]. В частности, детальное изучение магнезиального смешанослойного минерала в обр. 501 из доломитов юсмастахской свиты нижнего рифея Анабарского поднятия (коллекция Т.А. Ивановской), показало, что он как раз представляет собой подобное сложное смешанослойное образование [Дриц и др., 2010].

Из восьми образцов ГСС с повышенным содержанием катионов Mg из отложений верхнего протерозоя Северной и Восточной Сибири детально изучались только обр. 501 и 402/1.

Образец 501. При детальных исследованиях ГСС этого образца (полный силикатный анализ, микрозондовый анализ, термогравиметрический анализ, ИК-спектроскопия, моделирование дифракционных картин) выяснилось, что ГСС характеризуется сложной кристаллохимической и структурной гетерогенностью [Дриц и др., 2010]. В частности, в структуре минерала присутствуют не только слюдистые (90%) и смектитовые (6%) слои, но и ди-триоктаэдрические хлоритовые (4%) слои. После вычитания последних двух компонентов из общего состава смешанослойного минерала, у слюдистых слоев несколько изменились кристаллохимические особенности. В табл. 1 (ан. 5 и 6) представлены две кристаллохимические формулы Al-глауконита: первая – общая (слюда + смектит + хлорит), во второй приведен состав преобладающей слюдистой составляющей – Al-глауконита (К_Al = 0.57). Как видно, в общей формуле содержание октаэдрических катионов Mg выше, чем в собственно слюдистой компоненте (0.72 и 0.62 ф.е.), но и в ней оно остается достаточно высоким. Однако сумма октаэдрических катионов уменьшается только до 2.10 ф.е., то есть не становится близкой к 2.00 ф.е., а количество межслоевых катионов K увеличивается от 0.67 до 0.76 ф.е. Таким образом, после вычитания компонентов смектита и ди-триоктаэдрического хлорита из общей формулы, кристаллохимическая формула слюдистой компоненты несколько меняется, но в целом катионные составы остаются близкими – это Al-глауконит (К_Al = 0.57) с повышенным содержанием катионов Mg (0.63 ф.е.) и суммой октаэдрических катионов >2.00 ф.е. Моделирование дифрактограммы неориентированного препарата показало, что октаэдры слюдистых 2 : 1 слоев имеют 75% транс-вакансий, 15% цис-вакансий и 10% триоктаэдрических кластеров, где ближайшие катионы занимают все три доступные октаэдрические позиции элементарной ячейки. Таким образом, повышенное содержание катионов Mg в этом образце связано как с присутствием в смешанослойной структуре дитриоктаэдрических хлоритовых слоев, так и триоктаэдрических кластеров в 2 : 1 слоях.

Образец 402/1 также изучался детально, включая анализ микрогетерогенности слюдистых минералов в плотностной фракции 2.75–2.8г/см³ (размер зерен 0.4–0.315 мм) [Дриц и др., 2013]. Эта характеристика образца здесь не рассматривается. Отметим лишь кратко его структурно-кристаллохимические особенности. В структуре глауконита обр. 402/1 (К_Al = 0.40) также, как и в Al-глауконите обр. 501, присутствуют слюдистые (90%), смектитовые (7%) и дитриоктаэдрические хлоритовые (3%) слои. Для обр. 402/1 так же, как и для обр. 501, представлены две кристаллохимические формулы, первая – это общий состав смешанослойного образования, рассчитанный на O₁₀(OH)_2.18 с учетом 3% дитриоктаэдрических хлоритовых слоев с анионным составом O₁₀(OH)₈; вторая формула характеризует состав слюдистых слоев глауконита, рассчитанный на O₁₀(OH)₂ (см. табл. 1, ан. 9, 10). Как видно, для обр. 402/1 обе кристаллохимические формулы также близки по составу, а содержание катионов Mg после вычитания смектитового и хлоритового компонентов слегка уменьшилось (с 0.51 до 0.47 ф.е.). Вместе с тем вновь можно отметить, что сумма октаэдрических катионов до и после вычитания уменьшилась с 2.13 до 2.07 ф.е., но осталась >2.00 ф.е. (см. табл. 1). Этот результат еще раз подтверждает, что избыточное содержание катионов Mg в слюдистых 2 : 1 слоях образует триоктаэдрические кластеры.

Следует отметить, что химические составы ГСС в обр. 403 и 500, отобранных в базальных слоях нижней подсвиты юсмастахской свиты, ранее анализировались в полированных шлифах по точкам вместе с цементной массой, сложенной микрокристаллами корренсит-хлоритов [Дриц и др., 2011]. Составы ГСС этих образцов, представленных Al-глауконитом и Fe-иллитом, характеризуются относительно повышенным содержанием катионов Mg (0.56, 0.51 ф.е.) при сумме октаэдрических катионов равной 2.11 и 2.08 ф.е. (см. табл. 1, ан. 7, 8), а среди корренсит-хлоритов, изученных одновременно с ГСС, преобладают Mg-разновидности.

Рентгеновские характеристики ГСС

Рентгеновское изучение глауконит-иллитовых минералов подразумевает получение и анализ дифрактограмм от ориентированных и неориентированных препаратов с целью установить состав, строение, способы чередования и характер взаимного наложения слюдистых слоев с учетом всех возможных нарушений и дефектов в их слоистой структуре. Наиболее объективным и информативным является подход, состоящий в моделировании дифракционных картин, при котором экспериментальные дифрактограммы сравниваются с рассчитанными не только по положению и интенсивности рефлексов, но и по их профилю. Близкое соответствие рассчитанной и экспериментальной дифракционных картин является веским аргументом в пользу предположения о соответствии структурной модели параметрам реальной структуры.

Для реализации этого подхода в случае ориентированных препаратов предпочтение отдается образцам, насыщенным этиленгликолем, поскольку такая обработка обеспечивает отсутствие зависимости высот разбухающих слоев от типа обменных катионов и количества молекул воды в межслоях. При этом в структурной модели слоистого минерала должны быть заданы: вероятности, характеризующие содержание и способ чередования слоев разных типов в смешанослойной структуре; катионный состав, высота и z-координаты атомов для каждого типа слоя; среднее и общее число слоев в кристаллах [Дриц, Сахаров, 1976; Drits, Tchoubar, 1990; Sakharov et al., 1999; Sakharov, Lanson, 2013]. В случае неориентированных препаратов задаются: параметры элементарной ячейки и координаты атомов слюдистого слоя; катионный состав 2 : 1 слоя и межслоя; величина межслоевого смещения (для каждого типа повернутого слоя); вероятности, определяющие количество типов дефектов упаковки и характер распределения этих дефектов в кристаллах; размеры и форма областей когерентного рассеяния в базальной плоскости слоев, а также среднее и общее число слоев в кристаллитах [Drits, Tchoubar, 1990; Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993].

Дифракционные картины от ориентированных препаратов. Большинство изученных ГСС верхнего протерозоя (обр. 709, 70/19, 70/23, 70/28, 500, 403) за исключением обр. 501 и 402/1, по результатам рентгеновского изучения ориентированных препаратов, проведенного разными методическими подходами, оказались очень близкими в отношении особенностей их смешанослойной структуры (табл. 2). Согласно результатам моделирования дифракционных картин от насыщенных этиленгликолем препаратов, проведенного как в данной работе (обр. 709, 70/19), так и ранее (обр. 500 и 403) [Дриц и др., 2011] (рис. 1, см. табл. 2), изученные образцы содержат в качестве разбухающих слоев только 16.85Å-смектитовые слои и не имеют высокозарядных смектитовых или вермикулитовых слоев, которые разбухают только до 12.9 Å – 13.5 Å. По этим же данным, содержание разбухающих слоев составляет 4–7%. Неразбухающие слюдистые слои имеют среднюю высоту (csin ß), равную 9.93 Å –10.00 Å, что, по-видимому, обусловлено разным составом их 2 : 1 слоев и межслоев. Кроме того, все смешанослойные структуры этих образцов характеризуются неупорядоченным чередованием слюдистых и смектитовых слоев, то есть фактором R = 0 (см. табл. 2). Приближенные параметры смешанослойной структуры для обр. 70/23 и 70/28 полученные ранее с помощью графического метода [Омельяненко и др., 1982], также оказались близкими к соответствующим структурным характеристикам протерозойских образцов, для которых проводилось моделирование их дифрактограмм (см. табл. 2).

 

Таблица 2. Структурные характеристики ГСС из верхнепротерозойских отложений Северной и Восточной Сибири

Номер анализа	Номер образца	Размер зерна, мм	Плотность зерна, г/см3	Разбухающие слои, %, в скобках – их высота, Å			Слюдистые слои, csin ß, Å	Фактор R	d(060), Å	Параметр b, Å	Межслоевое смещение сcosß/a
				Sm~	Sm	Ch
1	709	0.16−0.1	2.5−2.75		5 (16.85)	–	9.96	0	~1.503	9.018	–0.379
2	70/19	0.4−0.2	2.65−2.75		5 (16.85)	–	9.95	0	1.509	9.054	–0.353
3	70/23	0.4−0.2	2.7−2.8	5–10	–	–	–	–	~1.508	9.048	–0.356
4	70/28	0.4−0.2	2.65−2.75	5–10	–	–	–	–	~1.508	9.048	–0.347
5	501*	0.16−0.1	2.65−2.75		6 (16.85)	4 (14.0)	9.98	0	1.510	9.060	–0.353
6	500	0.4−0.2	2.6−2.8		4 (16.85)	–	9.98	0	1.510	9.060	–
7	403	0.4−0.2	2.4−2.45		6 (16.85)	–	9.93	0	1.507	9.042	–
8	402/1*	0.4−0.315	2.75−2.8		7 (16.85)	3 (14.1)	10.00	0	1.512	9.074	–0.366

Примечание. Прочерк – нет данных, * – обр. 501 и 402/1 представляют собой смешанослойную структуру, в которой неупорядоченно чередуются слюдистые, смектитовые и хлоритовые слои.

Краткие обозначения: Sm~ – приблизительное содержание разбухающих слоев, рассчитанное по [Омельяненко и др. 1982]; Sm и Ch – содержание смектитовых и хлоритовых слоев. Приблизительные определения содержания разбухающих слоев (ан. 3, 4) и параметры b (по электронографическим данным) (ан. 1, 3, 4) взяты из работы [Ивановская и др., 1989].

 

Рис. 1. Экспериментальные дифрактограммы (черные линии) образцов, полученные от ориентированных препаратов, насыщенных этиленгликолем, сравниваются с дифракционными картинами (красные линии), рассчитанными для моделей смешанослойных структур (пояснения в тексте).

 

Образцы ГСС 501 и 402/1, для которых было проведено детальное структурное изучение [Дриц и др., 2010, 2013], отличаются от всех описанных выше образцов ГСС тем, что в их смешанослойной структуре помимо неразбухающих слюдистых и разбухающих смектитовых слоев встречаются ди-триоктаэдрические 14Å-хлоритовые слои (4% и 3% соответственно, см. табл. 2, рис. 1). При этом характерно, что содержание разбухающих 16.85Å-смектитовых слоев, равное 6% и 7% соответственно, почти совпадает с концентрацией таких же слоев в смешанослойных структурах обр. 709, 70/19, 70/23, 70/28, 500 и 403. Более того чередование неразбухающих и разбухающих слоев в обеих смешанослойных структурах обр. 501 и 402/1 характеризуется фактором R = 0, аналогичным неупорядоченному распределению слюдистых и смектитовых слоев в структурах других изученных образцов ГСС (см. табл. 2).

Дифракционные картины от неориентированных препаратов ГСС. Качественный анализ порошковых дифрактограмм, основанный на работе [Дриц и др., 1993], показал, что все образцы исследованных ГСС представлены слюдами политипной модификации 1М с дефектной структурой. Для большинства образцов величина параметра b слюдистых минералов оказалась сравнительно близкой и изменялась в пределах от 9.042 до 9.060 Å, за исключением обр. 709 и обр. 402/1, для которых b = 9.018 Å и b = 9.074 Å соответственно (см. табл. 2, ан. 1 и 8).

Разная степень дефектной слюдистой структуры образцов проявляется на порошковых дифрактограммах, главным образом, в относительной интенсивности, ширине и разрешении отражений с индексами $\overline{1}12$, 112, $\overline{1}11$ и 021 (рис. 2) и связана с дефектами упаковки, обусловленными вращением слюдистых слоев на углы кратные n60^o [Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993].

 

Рис. 2. Экспериментальные дифрактограммы (черные линии) образцов, полученные от неориентированных порошковых препаратов, сравниваются с дифракционными картинами (красные линии), рассчитанными для моделей слюдистых структур, содержащих дефекты упаковки (пояснения в тексте).

 

В то же время предполагается [Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993], что позиции рефлексов $\overline{1}12$ и 112 не очень сильно зависят от степени дефектности образцов и, поэтому, их можно использовать вместе со значениями d(001) = csinβ и b = 6d(060) для расчета величины межслоевого смещения ccosβ/a в 1М слюдистой структуре, а в конечном счете и для определения всех остальных параметров элементарной ячейки, то есть а, с и β. Для изученных образцов значения ccosβ/a, рассчитанные по этой методике, варьируют в пределах 0.347–0.379 (см. табл. 2).

Вместе с тем количественные оценки разной степени дефектности образцов возможны только путем моделирования рентгеновских порошковых дифракционных картин. Поскольку дифракционные картины от неориентированных препаратов были получены в разное время и с разным качеством, моделирование дифрактограмм оказалось возможным только для обр. 70/19, 501 и 402/1. Задача определения дефектов упаковки в структуре слюдистого минерала методом моделирования сводится, главным образом, к определению вероятностей встречаемости слюдистых слоев с той или иной азимутальной ориентацией и вероятностей характеризующих их распределение в пределах кристаллитов (областей когерентного рассеяния). Параллельно с этим могут уточняться все остальные структурные параметры.

Наиболее простая модель дефектной структуры получилась для обр. 402/1. В этой модели кристаллы ГСС сложены из большого числа слюдистых слоев с одинаковой азимутальной ориентацией, образующих фрагменты (блоки) политипа 1М, которые случайным образом чередуются со слюдистыми слоями, повернутыми относительно этой преимущественной ориентации на углы кратные n60^o. Вероятности встречаемости слоев с разной азимутальной ориентацией равны: W₀ = 0.75, W₆₀ = W₁₂₀ = W₁₈₀ = W₂₄₀ = W₃₀₀ = 0.05. Таким образом, можно говорить, что дефекты упаковки в этом образце встречаются с равной вероятностью и распределены в структуре случайным образом. Для обр. 501 и 70/19 наилучшее соответствие экспериментальных и рассчитанных дифракционных картин было достигнуто для модели, в которой вероятности слоев с преимущественной азимутальной ориентацией тоже составляли W₀ = 0.77 и W₀ = 0.75 соответственно. Однако, если в обр. 402/1 вероятности слоев, повернутых на n60^o относительно неповернутых слоев, были одинаковыми, то для обр. 501 и 70/19 они оказались различными. Главная особенность модели состояла в том, что среди трех возможных поворотов на углы +60^o, –60^o (300^o) и 180^o реализуется только один – поворот на 180^o, причем вероятность нахождения этих слоев равнялась W₁₈₀ = 0.15 для обоих образцов. Следует отметить, что подобное предпочтение азимутальной ориентации слюдистых слоев наблюдается в структуре селадонитов [Kogure et al., 2007]. Слои, повернутые на +120^o и –120^o (240^o) имели одинаковую вероятность W₁₂₀ = W₂₄₀, равную 0.04 для обр. 501 и 0.05 для обр. 70/19 соответственно. Фактически модель дефектной структуры для обоих образцов была одинаковой. Можно говорить, что дефекты упаковки в структуре этих двух образцов встречаются случайным образом, но вероятности их появления существенно различаются.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Относительная величина смещения слоев в дефектной слюдистой структуре

Смещение слоев относительно друг друга в периодических 1М слюдах определяется проекцией оси c на плоскость ab и равняется ccosβ/a. В Al-богатых 1М слюдах с транс-вакантными октаэдрами в 2 : 1 слоях относительная величина межслоевого смещения ccosβ/a изменяется от –0.385 до –0.400 в зависимости от катионного состава 2 : 1 слоев [Bailey, 1984; Brigatti, Guggenheim, 2002; Дриц и др., 1993]. Вместе с тем увеличение содержания октаэдрического Mg и Fe приводит к тому, что абсолютная величина смещения |ccosβ/a| уменьшается [Drits et al., 2006; Zviagina et al., 2015, 2017].

Нахождение точных значений ccosβ/a в 1М слюдистых образцах на основе уточнения параметров элементарной ячейки методом наименьших квадратов часто бывает затруднено из-за присутствия в структуре этих минералов дефектов упаковки. Поэтому приближенные значения ccosβ/a, как правило, определяют, используя межплоскостные расстояния d($\overline{1}12$) и d(112) и значения d(001) = csinβ и b = 6d(060) [Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993], полагая, что позиции рефлексов $\overline{1}12$ и 112 не сильно зависят от типа и содержания дефектов. В частности, в глауконитовых образцах структура слюдистых минералов всегда является транс-вакантной, а дефекты упаковки обусловлены случайными поворотами слоев на углы кратные n60^о [Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993]. Более того, в пределах индивидуальных кристаллов слои разных типов распределяются таким образом, что преимущественно встречаются 1М структурные блоки, в которых слои имеют одинаковую азимутальную ориентацию, а слоевые фрагменты с разной азимутальной ориентацией слоев имеют значительно более низкие и, как правило, одинаковые вероятности встречаемости. Именно по этой последней причине позиции $\overline{1}12$ и 112 отражений слабо зависят от концентрации дефектов в структуре и определяются главным образом упаковкой слоев в 1М блоках, то есть величиной межслоевого смещения ccosβ/a, а также высотой слоев, csinβ, и параметром b.

Как было показано выше, существенно иное распределение дефектов упаковки имеет место в структуре глауконитовых обр. 70/19 и обр. 501 с повышенным содержанием катионов Mg. Детальные исследования показали, что в слюдистой структуре этих образцов реализуется необычная тенденция в чередовании слоев с разной азимутальной ориентацией. Во-первых, отсутствуют слои, повернутые на +60^о и –60^о относительно слоев с нулевой азимутальной ориентацией, образующих 1М доминирующие структурные блоки. Во-вторых, среди оставшихся слоевых ориентировок наиболее часто встречаются слои, повернутые на 180^о, тогда как повороты на +120^о и –120^о распространены менее значительно и имеют равные вероятности встречаемости. Для обоих образцов моделирование выявило почти одинаковые вероятности встречаемости разнотипных слоев: W₀ = 0.77, W₁₈₀ = 0.15, W₁₂₀ = W₂₄₀ = 0.04 для обр. 501 и W₀ = 0.75, W₁₈₀ = 0.15, W₁₂₀ = W₂₄₀ = 0.05 для обр. 70/19. По-видимому, это обстоятельство привело к одинаковому значению ccosβ/a = –0.353 для обеих структур несмотря на то, что соответствующие высоты их слюдистых слоев, 9.98 Å и 9.96 Å, а также параметры b, 9.059 Å и 9.054 Å, различаются (см. табл. 2). Однако, если рассчитать значения ccosβ/a на основании экспериментальных межплоскостных расстояний d($\overline{1}12$) и d(112), равных 3.642 Å и 3.081 Å для обр. 501 и 3.645 Å и 3.077 Å для обр. 70/19, то величина межслоевого смещения будет равна –0.373 и –0.376 соответственно и существенно отличаться от значения –0.353, найденного методом моделирования. Этот результат свидетельствует о том, что позиции отражений $\overline{1}12$ и 112 при данной концентрации дефектов в структуре сильно зависят от способа распределения дефектных слоев, то есть вероятностей слоев, повернутых относительно нулевой азимутальной ориентации.

Чтобы более наглядно визуализировать этот эффект на рис. 3 показаны фрагменты двух дифрактограмм, рассчитанных для структурных моделей, в которых все параметры слюдистых слоев, включая координаты атомов и размеры кристаллитов, задавались одинаковыми, а вероятности встречаемости слоев с разной азимутальной ориентацией были равны W₀ = 0.77, W₁₈₀ = 0.15, W₁₂₀ = W₂₄₀ = 0.04 для кривой черного цвета (~ как у обр. 501 и 70/19) и W₀ = 0.77, W₆₀ = W₁₂₀ = = W₁₈₀ = W₂₄₀ = W₃₀₀ = 0.046 для кривой красного цвета (~ как у обр. 402/1). Видно, что позиции рефлексов $\overline{1}12$ и 112 у двух разных моделей резко различаются. Причем с отклонением от равной вероятности встречаемости повернутых слоев позиции рефлексов $\overline{1}12$ и 112 смещаются в разные стороны (см. рис. 3, черная кривая). Следовательно, для таких дефектных структур значения ccosβ/a, найденные с помощью метода, описанного в работах [Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993], будут значительно отличаться от значений, полученных с помощью метода моделирования дифракционных картин.

 

Рис. 3. Фрагменты дифрактограмм, рассчитанных для моделей дефектных слюдистых структур при W0 = 0.77, W180 = 0.15, W120 = W240 = 0.04 (черная кривая) и W0 = 0.77, W60 = W120 = W180 = W240 = W300 = 0.046 (красная кривая).

 

Если воспользоваться уравнением, связывающим значения ccosβ/a и состав октаэдров слюдистых слоев [Zviagina et al., 2017]:

ccosβ/a = –0.384 + 0.256(Mg – 0.447)2 + 0.009(Fe³⁺ –0.397)2 + 0.467(Fe²⁺ –0.151)2, (1)

то для обр. 501 (см. табл. 1, 2) полученная величина ccosβ/a = –0.368 близка к –0.373, рассчитанной по экспериментальным значениям d($\overline{1}12$), d(112), d(001) и d(060). Однако, как было показано выше, реальная величина смещения слоев в слюдистой структуре этого образца существенно ниже и равна –0.353. Поскольку приведенное уравнение (1) было получено для слюдистых минералов разного состава, структуры которых практически не содержали дефектов упаковки, то очевидно, что значения ccosβ/a, найденные с его помощью будут верны только для бездефектных структур или структур, в которых дефекты упаковки, связанные с поворотами слоев на n60^o, встречаются с равной вероятностью. То же самое справедливо и для метода [Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993]. Для дефектных слюд, в структуре которых повернутые слои встречаются с существенно разной вероятностью, применение уравнения (1) [Zviagina et al., 2017] или метода, описанного в работах [Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993] будет давать неверные значения ccosβ/a. Поэтому более надежный способ для определения этого параметра – моделирование дифракционных картин.

Условия образования ГСС с повышенным содержанием Mg

Как отмечалось выше, в верхнепротерозойских отложениях изученные ГСС глауконит-иллитового ряда (К_Al = 0.40–0.85) характеризуются повышенным содержанием катионов Мg (0.47–0.75 ф.е.) в октаэдрических позициях 2 : 1 слоев (см. табл. 1). Обсудим возможные причины повышенной магнезиальности верхнепротерозойских ГСС глауконит-иллитового ряда.

Восточная Сибирь, венд и средний рифей. Повышенная магнезиальность Fe-иллита обр. 709 (К_Al = 0.65, Мg = 0.75 ф.е., содержание разбухающих смектитовых слоев – 5%) из доломитов усть-юдомской свиты может быть связана с условиями образования глобуль на ранней стадии диагенеза в доломитовом осадке, содержащем небольшое количество терригенной примеси (кварц, K-полевые шпаты, биотит и др.) и достаточное количество органического вещества (ОВ), о чем свидетельствуют присутствующие в разрезе усть-юдомской свиты водорослевые строматолиты и онколиты. В полном силикатном анализе также фиксируется C_орг (ОВ).

Глауконитсодержащие породы (обр. 70/28, 70/23 и 70/19), отобранные из керна Мокуйской скважины на трех стратиграфических уровнях тоттинской свиты (интервал отбора ~105 м), представляют собой тонкопереслаивающиеся песчаники, доломиты и аргиллиты. Во всех типах пород в разных количествах встречаются крупные (0.63–0.2 мм) голубовато-зеленые зерна, представленные иллитами (К_Al = 0.80–0.85), для которых характерны повышенные содержания катионов Mg (0.67–0.75 ф.е.) и присутствие от 5 до 10% разбухающих смектитовых слоев (cм. табл. 1, 2). В бассейне седиментации, который нельзя охарактеризовать в связи с перерывами в отборе керна, можно отметить лишь следующее. В ходе глауконитообразования, обстановки осадконакопления, характеризовались несколько различными условиями (глубина, pH, соленость и др.), но все они на ранней стадии диагенеза были благоприятны для формирования глобуль, когда в осадках возникали и (или) существовали восстановительные условия при повышенных концентрациях Mg в поровых водах. Об этом свидетельствуют присутствующие в доломитовых прослоях строматолиты и микрофитолиты, а в аргиллитах и глинистых алевролитах – органостенные микрофоссилии крупного размера. В переслаивающихся с доломитами песчано-глинистых породах тоже присутствуют глобули иллита, в структуре которого (так же, как в ГСС обр. 501) мессбауэровские исследования выявили довольно значительные количества катионов Fe²⁺ – 0.27–0.28 ф.е. (см. табл. 2, ан. 2, 3 и 5). Как известно, с увеличением интенсивности восстановительных процессов возрастает степень насыщения иловой воды катионами Fe²⁺ и Mg [Николаева, 1977].

Северная Сибирь, нижний рифей. Доломиты юсмастахской свиты являются первичными хемогенными мелководными образованиями, часто характеризуются микрослоистостью микробиального происхождения, присутствием трещин усыхания, знаков ряби, строматолитов, микрофитолитов, а также наличием линз и прослоев раннедиагенетических кремней с остатками микроорганизмов [Bartley et al., 2000; Сергеев, 2006 и др.]. Как известно, для обстановок накопления доломитового осадка характерны высокие значения отношения Mg/Ca, pH около 9 в водах, повышенные соленость, температура и др. [Справочник ..., 1983 и др.].

Первичное осадочно-хемогенное происхождение доломита доказывается также образованием магнезиальных ГСС в отложениях верхней и нижней частей нижней подсвиты юсмастахской свиты. Кроме того, в основании нижней подсвиты в песчано-глинистых отложениях формировались корренсит-хлориты, среди которых преобладали Mg-разновидности. Рассмотрим образование и преобразование зерен глауконит-иллитового состава на разных стратиграфических уровнях разреза нижней подсвиты.

В кровле нижней подсвиты юсмастахской свиты, как отмечалось выше, в доломитах с небольшой примесью терригенных зерен наиболее изучен смешанослойный Al-глауконит (обр. 501) с повышенным содержанием катионов Mg (0.72 ф.е.). В структуре этого образца фиксируется гетерогенный состав слоев (Al-глауконитовых – 90%, смектитовых – 6% и ди-триоктаэдрических хлоритовых – 4%) (см. табл. 2, ан. 5, 6). Такая гетерогенность является первичной и связана с условиями роста глобуль Al-глауконита (К_Al = 0.58) в неравновесных условиях мелководного бассейна на восстановительной стадии раннего диагенеза в полулитифицированном доломитовом осадке с высокой концентрацией катионов Mg. Необходимое для роста глобуль ОВ присутствовало в юсмастахском доломитовом бассейне, о чем свидетельствует формирование водорослевых доломитов и микрофитолитов. ОВ также фиксируется при микрозондовых исследованиях породы, а также при анализах состава глауконитовых глобуль, в которых ОВ отмечается по химическим и ИК-спекроскопическим данным [Дриц и др., 2010].

В основании нижней подсвиты юсмастахской свиты среди мощной толщи нижележащих доломитов котуйканской свиты и вышележащих доломитов юсмастахской свиты залегают глауконитовые песчано-глинистые породы (обр. 403 и 500), которые содержат Al-глауконит и Fe-иллит (К_Al = 0.60, 0.61) с повышенным содержанием катионов Mg (0.51, 0.56 ф.е.): количества разбухающих смектитовых слоев 4 и 6% соответственно (см. табл. 1, 2), а в глинистой составляющей – смешанослойные корренсит-хлориты, среди которых преобладают Mg разновидности. Глауконитовые зерна формировались в песчано-глинистых осадках на стадии начального диагенеза в слабо восстановительных условиях. На восстановительном этапе позднего диагенеза при достаточно высокой концентрации катионов Mg и Fe²⁺ в поровых растворах происходило частичное растворение глобуль и замещение их по краям и в центральных частях микрокристаллами корренсита, а трансформация корренситов в смешанослойные Mg- и Mg-Fe-корренсит-хлориты происходила позднее, по-видимому, на стадии глубинного катагенеза [Дриц и др., 2011; Kogure et al., 2013].

Таким образом, в отложениях нижней подсвиты юсмастахской свиты повышенная магнезиальность ГСС первична и обусловлена особенностями образования глобулярных и тонкодисперсных слоистых силикатов в восстановительных условиях доломитового бассейна на стадии диагенеза, а в корренсит-хлоритах – и на стадии глубинного катагенеза.

Усть-ильинская свита в разрезах сложена глауконитовыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, а также их переходными разностями. Нижняя часть свиты – это переслаивание аргиллитов, алевролитов и песчаников, с прослоями гравелитов в основании свиты и прослоями строматолитовых доломитов в верхней части разреза, которые переходят в вышележащие строматолитовые доломиты котуйканской свиты. В терригенно-глинистых отложениях свиты повсеместно встречаются глауконитовые зерна.

Нижняя часть усть-ильинской свиты интерпретируется как отложения начальной стадии морской трансгрессии, накопившиеся на среднем шельфе с последовавшим в дальнейшем углублением бассейна. Она накапливалась в мелководном морском бассейне с более высокой гидродинамической активностью, чем вышележащие отложения, которые сформировались ниже базиса действия штормовых волн в более спокойных, удаленных от берега глубоководных частях шельфа [Петров, Вейс, 1994; Вейс и др., 2001; Сергеев и др., 2006].

Именно в спокойных гидродинамических условиях в верхнем слое глинисто-алевритовых осадков – зоне начального диагенеза – формировались зерна ГСС, изученные в обр. 402/1, голубовато-зеленого цвета, преимущественно крупного размера и высокой плотности (0.4–0.315 мм, 2.75–2.8 г/см³). Эти зерна сложены собственно глауконитами (К_Al = 0.40) с повышенным содержанием катионов Mg = 0.51 (см. табл. 1, 2). В осадках протекали восстановительные процессы, о чем свидетельствуют довольно значительное количество катионов Fe²⁺ (0.30 ф.е.) в структуре глауконита, а также присутствие органостенных микрофоссилий [Вейс, Воробьева, 1992; Петров, Вейс, 1994; Вейс и др., 2001]. Иногда микрофосиллии сохранялись и в глауконитовых зернах. Как отмечалось выше, по данным И.В. Николаевой [1977], с увеличением интенсивности восстановительных процессов возрастает степень насыщения иловой воды не только катионами Fe²⁺, но и Mg. Здесь же необходимо отметить, что впервые собственно глаукониты обнаружены Т.А. Ивановской именно в песчано-глинистых отложениях средней части усть-ильинской свиты; ранее типичный глауконит не отмечался в докембрийских отложениях и считалось, что в них развиты только его алюминиевые разновидности [Ивановская и др., 1989; Николаева 1977, 1981].

Таким образом, ГСС глауконит-иллитового ряда с повышенным содержанием катионов Mg в верхнепротерозойских отложениях могли накапливаться как в доломитах, так и в песчано-глинистых отложениях. В этих случаях в зоне диагенеза в осадках разного литологического типа создавались благоприятные условия для глауконитообразования, при которых редукционные процессы происходили при высоких концентрациях Мg в иловых водах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Песчано-глинистые и доломитовые породы Восточной и Северной Сибири на разных стратиграфических уровнях разрезов верхнего протерозоя (венд, средний и нижний рифей) содержат ГСС. Среди этих диоктаэдрических 2 : 1 слоистых силикатов наблюдаются широкие вариации изоморфных замещений октаэдрических катионов Fe³⁺, Fe²⁺, Al и Mg, что позволяет выделить среди них по степени алюминиевости непрерывный изоморфный ряд от иллита, через Fe-иллит и Al-глауконит к собственно глаукониту (К_Al = 0.80–0.85, 0.61–0.65, 0.57–0.60 и 0.40 соответственно). В каждой из этих слюдистых разновидностей наблюдается повышенное содержание катионов Mg (0.47−0.75 ф.е.).

Для разреза нижней подсвиты юсмастахской свиты впервые приводится сводка данных по ди- и триоктаэдрическим слоистым силикатам с повышенным содержанием Mg (ГСС глауконит-иллитового ряда и корренсит-хлориты), которые встречены на разных стратиграфических уровнях разреза и в разных литологических типах пород (доломиты и прослой песчано-глинистых пород среди мощной толщи доломитов).

В изученных восьми образцах ГСС в зависимости от катионного состава наблюдаются колебания параметров элементарной ячейки b и других структурных параметров. В глауконите b = 9.74 Å, csinβ = 10Å, ccos ß/a = –0.366 (обр. 402/1). В остальных семи алюминиевых разновидностях ГСС (Al-глаукониты, Fe иллиты и иллиты) b = 9.018−9.060 Å, csinβ = 9.93−9.98 Å, ccos ß/a = –0.347–0.379. Для этой небольшой выборки образцов можно отметить, что среди изученных ГСС глауконит характеризуется в целом несколько более высокими значениями параметров b и csinβ.

Количество двухвалентных катионов (Mg, Fe) в структурных формулах минералов определяет сумму октаэдрических катионов, которая в таких разновидностях, как правило, более высокая от 2.22 до 2.07 ф.е., чем в обычных диоктаэдрических слоистых силикатах глауконит-иллитового ряда.

Повышенное содержание катионов Mg может быть обусловлено, как присутствием их в межслоях, наряду c катионами K, Na и Ca, так и структурно-кристаллохимической гетерогенностью образцов, когда в структуре смешанослойного образования одновременно со слюдистыми и смектитовыми слоями содержатся хлоритовые слои. Однако, главным фактором, ответственным за превышение суммы октаэдрических катионов >2, по-видимому, является образование триоктаэдрических кластеров (доменов) в 2 : 1 слоях. Следует отметить, что двух- и трехкомпонентные смешанослойные структуры можно было различить только с помощью моделирования дифракционных картин ГСС выбранной коллекции (см. табл. 2).

Важным методическим результатом работы является выявленная неоднозначность применения простых методов определения величины межслоевого смещения ccosβ/a в дефектных слюдистых структурах [Sakharov et al., 1990; Дриц и др., 1993; Zviagina et al., 2017]. Если дефекты упаковки в таких структурах распределены неравномерно, то единственным подходом для определения ccosβ/a, а, следовательно, и параметров а, с и β остается моделирование дифракционных картин.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Исследования выполнены в рамках государственного задания ГИН РАН.

About the authors

B. A. Sakharov

Geological Institute RAS

Author for correspondence.
Email: sakharovb@gmail.com
Russian Federation, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane, 7, bld. 1

T. A. Ivanovskaya

Geological Institute RAS

Email: ivanovskayatata@mail.ru
Russian Federation, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane, 7, bld. 1

V. A. Drits

Geological Institute RAS

Email: victor.drits@mail.ru
Russian Federation, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane, 7, bld. 1

A. T. Savichev

Geological Institute RAS

Email: savichev.1947@mail.ru
Russian Federation, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane, 7, bld. 1

References

Supplementary files