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*pH2O. 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*nH2O. 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 вид

В 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.

построенные из слоев атомов в тетраэдрической и октаэдрической координации, известных как тетраэдрические и октаэдрические сетки.

Тетраэдрические сетки представляют собой слои тетраэдров SiО4 , которые имеют три общих кислорода с соседними тетраэдрами. Эти базальные кислороды образуют гексагональный рисунок. Четвертый (апикальный) кислород каждого тетраэдра располагается на перпендикуляре, проходящем через центр базального кислородного треугольника.

Октаэдрическая сетка построена из катионов, обычно алюминия, железа или магния, расположенных на равных расстояниях от шести анионов кислорода, в связи с чем сетка несет отрицательный заряд. Алюминий является распространенным катионом, и идеальный октаэдрический слой имеет состав гидроксида алюминия (Аl(OН)3 ) - минерала гиббсита. Если октаэдрические позиции заполняются трехвалентным алюминием, для достижения электронейтральности занимаются только две из каждых трех позиций и сетка классифицируется как диоктаэдрическая. Если двухвалентные катионы заполняют октаэдрические позиции, все доступные позиции заняты и сетка классифицируется как триоктаэдрическая. В результате сочетания этих трех сеток образуется основная структура глинистых минералов. Такое сочетание позволяет обобщить апикальный кислород тетраэдрической сетки и группы ОН, помещающиеся в центре гексагональных пустот основания тетраэдрической сетки, с октаэдрической сеткой. Различные группы глинистых минералов являются результатом различного рода расположений и взаимного обобщения ионов в тетраэдрической и октаэдрической сетках.

Структура глинистых минералов 1: 1. Простейшим расположением тет-

раэдрических и октаэдрических сеток являются слои 1: 1. В состав таких 1: 1 минералов входит серпентин-каолинитовая группа глинистых минералов, из которых каолинит является, вероятно, наиболее известным. В каолините пакеты 1: 1 удерживаются вместе водородными связями, образующимися между ОН-группами верхнего слоя октаэдрической сетки и базальными кислородными атомами вышележащей тетраэдрической сетки. Водородные связи достаточно сильны, чтобы удерживать пакеты 1: 1 вместе, не позволяя катионам проникать между слоями.

3. Условия образования глинистых минералов

В обычном гранодиорите верхней коры в основном выветриваются с образованием глинистых минералов именно полевые шпаты. Поскольку они являются каркасными силикатами, образование слоистых силикатов должно включать промежуточную ступень. В эту ступень входит высвобождение кремния, алюминия и других катионов с последующей их перестройкой в структуру слоистых силикатов. Поскольку в промежуточной ступени участвуют ионы почвенных растворов, на тип образующегося глинистого минерала будут влиять рН почвенной влаги и степень выщелачивания (скорость потока воды).

Алюминий и кремний осаждаются в виде нерастворимых оксидов или оксигидроксидов в пределах обычных для почв значений рН. Другие почвенные

катионы и H2 SiO4 достаточно растворимы и поэтому могут выноситься с выветривающегося участка. Различие в поведении катионов количественно выра-

жается химическим показателем изменения (ХПИ), используя молекулярные соотношения

	Al2 O3

ХПИ =

Al2 O3		Na2 O+ K2 O

где СаО- это СаО силикатов (т. е. исключаются Са-содержащие карбонаты и фосфаты).

В табл. 10 представлены показатели ХПИ для различных минералов и пород. Очевидно, что значения ХПИ, приближающиеся к 100, типичны для веществ, образующихся в условиях сильного выщелачивания, когда удаляются растворимые кальций, натрий и калий.

Таблица 10. Значения химического показателя изменения для различных материалов коры

Материал
Глинистые минералы
Каолинит



Другие силикаты
Плагиоклазовый полевой шпат
Калиевый полевой шпат
Слюда мусковит
Отложения
Баренцево море (алеврит)
Ил дельты Амазонки

Глинистые сланцы

Значения ХПИ, близкие к 100, типичны для каолинитовых глин, тогда как иллиты и смектиты имеют значения ХПИ около 75–85. В отличие от них, невыщелоченные полевые шпаты имеют значения ХПИ около 50.

На основании ХПИ можно предсказать, что каолинит будет образовываться в условиях сильного выщелачивания, что подтверждается наблюдениями в тропических режимах выветривания. На устойчивых земных поверхностях, где выветривание и выщелачивание продолжительны, на хорошо дренированных участках формируется каолинитовый, а в крайних случаях гиббситовый минералогический состав глин. Такие участки покрыты поверхностными отложениями, богатыми железом (латерит) и алюминием (боксит). Эти поверхностные отложения могут быть достаточно мощными и предотвращать последующее взаимодействие между поверхностными водами и подстилающей породой, снижая скорость ее дальнейшего выветривания.

Смектитовые глины, наоборот, образуются на слабодренированных участках. На базальтовом острове Гавайи тип почвенных глинистых минералов изменяется в последовательности «смектит - каолинит - гиббсит» с увеличением количества дождевых осадков. Подобная обобщенная зональность, основанная на степени выщелачивания, была предложена для распределения глинистых минералов по глубине в почвах.

Интенсивное выщелачивание благоприятствует образованию каолинита, поскольку катионы и H4 SiО4 выносятся и понижается отношение «кремний: алюминий», что способствует структурной организации 1: 1. При менее интенсивном выщелачивании отношение «кремний: алюминий» выше, что способствует образованию различных 2: 1-минералов в зависимости от поступающих катионов. Например, при выветривании базальта образуется много магния, формируются магниевые смектиты. В большинстве тропических сред с интенсивным выветриванием выносится весь кремний, что способствует образованию гиббсита, который можно рассматривать как структуру 0: 1 (т. е. присутствует только октаэдрическая сетка.

Силикаты состоят в основном из кремния (Si) и кислорода (О), обычно в сочетании с другими металлами. Основной структурной единицей силикатов

является тетраэдр SiО4 , в котором кремний расположен в середине тетраэдра из четырех ионов кислорода.

Силикаты классифицируются по степени сложности кремнийкислородных решеток. Мономерные силикаты построены из отдельных тетра-

эдров SiO4 , связанных с металлами. Цепочечные силикаты имеют два немостиковых атома кислорода, общее отношение Si: О равно 1: 3, что приводит к об-

щей формуле SiO3 . В каркасных силикатах каждый атом кислорода тетраэдрической группы обобщается между двумя тетраэдрами, образуется наполовину ковалентная трехмерная решетка.

Глинистые минералы - это слоистые силикаты, состоящие в основном из атомов кислорода, кремния и алюминия и построенные из слоев атомов в тетраэдрической и октаэдрической координации. Октаэдрическая сетка построена из катионов, обычно алюминия, железа или магния, расположенных на равных расстояниях от шести анионов кислорода (или ОН).

Простейшим расположением тетраэдрических и октаэдрических сеток являются слои 1: 1. Наиболее известным минералом типа 1: 1 является каолинит.

Контрольные вопросы

1. Из каких элементов состоят силикаты?

2. Какая структурная единица лежит в основе силикатов?

3. Как осуществляется связь отдельных тетраэдров в оливине?

4. Чему равно соотношение Si: О в цепочечных силикатах?

5. В чем отличие между глинистыми минералами и силикатами?

6. Как располагаются тетраэдрические и октаэдрические сетки в каолините?

7. Как называется минерал, химический состав которого отвечает формуле Al(OH) 3 и имеет только октаэдрическую сетку?

Глинистые породы занимают промежуточное положение между типичными обломочными и химическими породами. Образование их связано с химическим разрушением пород, но они не могут быть отнесены к химическим осадкам, так как глинистые минералы не выпадают из растворов.
К глинистым породам относятся породы, состоящие более чем на 50% из частиц менее 0,01 мм и содержащие не менее чем 25% частиц < 0,001 мм. Автор проводит границу между алевритами и глинами по 0,005 мм.

Минеральный и химический состав глин

Условия образования

Макроскопический облик и структуры глин. Их свойства

Гидрослюдистая глина

Каолинитовая глина

Монтмориллонитовая глина

Среди глинистых пород, на долю которых приходится не менее 60% общего объема осадочных пород, широко распространены и наиболее полно изучены глины.
М. Ф. Викулова предлагает понимать под глинами сложные полидисперсные и полиминеральные породы, которые сложены главным образом глинистыми.минералами с примесью не глинистых (обломочных и аутигенных). Глины содержат часто органические остатки, органическое вещество, поглощенные катионы и легко растворимые соли.
За последние годы достигнут большой успех в изучении глинистых пород, главным образом в области минералогии глин. Многочисленные структурно-кристаллохимические исследования глинистых минералов позволили уточнить представления о кристаллической структуре некоторых типов глинистых минералов. Наиболее существенные достижения связаны с изучением изоморфных рядов и смешанно-слойных сростков глинистых минералов. Были установлены отчетливые возможности использовать рентгеновскую дифракционную картину для выявления этих двух усложнений, которые вносят в минералогическую характеристику глинистых пород, как казалось раньше, непреодолимые затруднения. На основе этих достижений мы подошли, наконец, к возможности объективно интерпретировать данные структурного и химического исследования глинистых пород, выделяя реально существующие в них глинистые минералы и их смешанно-слойные сростки неупорядоченного типа.

Выявилось (Weaver, 1959), что в осадочных породах широко распространены особого типа смеси глинистых минералов, которые представлены смешанно-слойными образованиями, характерными продуктами диагенетических изменений основных типов глинистых минералов (гидрослюд, монтмориллонитов, хлоритов, каолиновых минералов и др.). Особенно распространенными оказались смешанно-слойные образования в. рядах гидрослюда-монтмориллонит, хлорит-вермикулит и, вероятно, каолинит-гидрослюда. Смешанно-слойные образования, наряду с нормальным изоморфизмом, определяют широкие колебания состава глинистых пород.

Конечно, не все еще в этой проблеме в настоящее время нам представляется ясным и понятным. Минералогия и петрография глин находятся сейчас в состоянии бурного развития. Об этом говорят сотни статей в научных журналах многих стран, сборники, монографии, руководства по минералогии глин и даже появление новых периодических изданий, посвященных этим проблемам (в США и Англии). В основном это результаты структурно-кристаллохимических исследований глинистых минералов и пород, которые выполнены при использовании рентгеновских методов.

Глины являются полиминеральными породами, в состав которых входят:
а) глинистые минералы - каолинит, монтмориллонит, хлорит, вермикулит, галлуазит, гидрослюды и смешанно-слойные образования. Эти минералы слагают наиболее тонкозернистые (предколлоидные и коллоидные) фракции глин, реже они встречаются среди пылеватых частиц;

б) обломочные зерна минералов кварца, полевых шпатов, слюд, тяжелых минералов и др.; подобные минералы распространены преимущественно в песчаных алевритовых и, в меньшей степени, в пылеватых фракциях глин;

в) сингенетические и эпигенетические не глинистые минералы, возникшие одновременно с глинистым осадком или в процессе превращения его в породу во время преобразования ее (гидрослюды и окислы железа, карбонаты, сульфаты, фосфаты, опал и др.); обычно эти минералы встречаются во фракциях > 0,001 мм и частично образуют крупные вкрапления.

Кроме того, в глинах присутствуют обменные основания щелочей и щелочных земель (поглощенные катионы) и органическое вещество, также приуроченное в основном к коллоидной фракции. Иногда в глинах присутствуют выпавшие из воды чисто химическим путем соли, приобретающие широкое распространение в соляных глинах, и органические остатки.

Минеральный и химический состав глин

Глинистые минералы делятся на аморфные и кристаллические. Аморфные не играют существенной роли среди глинистых пород. Кристаллические глинистые минералы подразделяются на несколько групп, среди которых главную роль играет каолинит, монтмориллонит и минералы гидрослюдистой группы. Меньшим распространением пользуются минералы хлоритовой группы, которые встречены в глинах галогенных толщ в современных осадках и глинистых цементах (Писарчик, 1956, Грим, 1956; Millot, 1953, 1954). Они характеризуются слоистым типом структур, так как входящие в их состав элементы образуют слои, которые можно рассматривать как плотнейшую упаковку ионов кислорода и гидроксила. Меньшие по размеру катионы располагаются в тетраэдрических и октаэдрических пустотах между анионами, образующими плотнейшую упаковку.

Тетраэдрические слои (кремнекислородные или алюмокремнекислородные) чередуются с октаэдрическими (содержащими Mg, Al, Fe и др.), которые находятся в связи не только с кислородом, но и с гидроксилом. Эти слои образуют двухслойные и трехслойные пакеты. Двухслойный пакет состоит из тетраэдрического и октаэдрического слоев. Трехслойный состоит из двух тетрэдрических и одного, расположенного между ними, октаэдрического слоя. Связь между ними осуществляется через общие ионы кислорода, расположенные в вершинах тетраэдров и октаэдров.

Выделение отдельных минералов обычно производится по характеру слоистости структуры, количеству слоев в пакете - по физико-химическим особенностям силикатных слоев и по химическому составу глин.?

Двухслойные пакеты образуют структуры минералов каолинитовой группы; трехслойные - структуры монтмориллонитовой, вермикулитовой и гидрослюдистой групп; пакеты из однослойных и двухслойных структур - минералы хлоритовой группы.

Наиболее хорошо изучены минералы группы каолинита. В состав этой группы входят каолинит Аl 2 О 3 2SiO 2 2H 2 O и галлуазит Al 2 O 3 2SiO 2 -4Н 2 О, т. е. минералы, структура которых представлена двухслойными пакетами.

Каолинит характеризуется ничтожной обменнопоглотительной способностью и весьма значительной стойкостью в зоне выветривания. Форма частиц каолинита в электронном микроскопе различна. Каолинит, возникший в результате кристаллизации алюмокремневых гелей, встречен в виде шестиугольных пластинок, обычно непрозрачных. Галлуазит менее устойчив по сравнению с каолинитом и, согласно И. И. Гинзбургу, через метагаллуазит может переходить в каолинит; он обладает несколько большей способностью к обмену оснований. Галлуазит не образует пластовых скоплений и встречается как примесь главным образом в каолинитовых, реже в бейделлитовых и в некоторых каолинит- гидрослюдистых глинах. Наибольшего развития (линзы, включения) он достигает в коре выветривания как древней, так и современной.

Галлуазит характеризуется удлиненной формой кристаллов с резкими контурами. Размер кристаллов галлуазита меняется в больших пределах.

Минералы группы монтмориллонита обладают более разнообразным химическим составом и значительной способностью к катионному обмену без нарушения их кристаллической структуры. Структура минералов группы монтмориллонита представлена трехслойными пакетами, состоящими из двух слоев тетраэдров, которые связываются октаэдрическим слоем. Характерна способность слоев раздвигаться (разбухать) под влиянием воды и органических соединений, занимающих в структурах межпластовое положение.

Идеальная химическая формула монтмориллонита Аl 2 О 3 SiO 2 + nН 2 О. Замещение алюминия магнием приводит к образованию магнезиального монтмориллонита (сапонита) 3MgO 4SiO 2 Н 2 О + nH 2 O. Если же замещающим элементом является железо, то возникает нонтронит Fe 2 O 3 4Si 2 Н 2 О + nO.

Монтмориллонит встречается в глинах в виде нескольких морфологических разновидностей, общей особенностью которых является расплывчатость очертаний частиц.
Минералы группы гидрослюд обладают изменчивым химическим составом и слабо изучены. В эту группу входит гидромусковит, иллит, глауконит и некоторые другие минералы. Химический состав характеризуется промежуточным значением содержания Аl 2 О 3 и К 2 О по сравнению с каолинитовыми и монтмориллонитовыми глинами. Характерной особенностью их является высокое содержание К 2 О (от 4 до 6,23%, по Викуловой).

Структуры гидрослюд характеризуются трехэтажными слоями, которые не раздвигаются под влиянием молекул воды и органических соединений. Гидрослюды связаны постепенным переходом с другими глинистыми минералами. Они не набухают и имеют небольшую способность к катионному обмену.

В группу бейделлита входят разнообразные глины, резко отличающиеся друг от друга по своему кристаллическому строению, химическому составу и свойствам.

Некоторые исследователи (Brown, 1955; Mac Ewan, 1951 и др.) относят бейделлит к монтмориллонитовой группе и считают, что он образует с ними изоморфный ряд. Другие (Grim, Rowland) считают бейделлиты смесями разных глинистых минералов: каолинита, монтмориллонита, гидрослюды и гидратов окислов железа. В связи с этим Грим считает, что термин бейделлит должен быть изъят из употребления.

Условия образования

Большая часть глинистых минералов образуется при определенной кислотности водной среды. Так, например, щелочной среды требуют минералы группы монтмориллонита. Наоборот, лишь в кислой среде образуется каолинит и близкие к нему минералы. Гидрослюды возникают как в кислой, так и в нейтральной, реже щелочной среде.

Характер образующихся глинистых минералов в значительной мере зависит от климата, что особенно заметно на континентальных отложениях. В соответствии с этим минеральный состав современных почв изменяется в различных климатических зонах.

Среди озерных отложений наиболее часто встречаются каолинитовые и гидрослюдистые глины, в морских толщах - монтмориллонитовые, глауконитовые и гидрослюдистые. Из глин смешанного состава особенно распространены кварц-гидрослюдистые, глауконит-гидрослюдистые и др.

В целом, состав глинистых минералов является показателем физико- географических условий их образования. Следует, однако, учитывать, что глинистые минералы в процессе переноса, отложения и окаменения подвергаются существенным изменениям. По мере перехода от морских глин к континентальным иногда заметно увеличивается содержание каолинита, так как этот минерал возникает почти исключительно на суше в болотах в свойственной для них кислой среде. Поэтому все существенно каолинитовые глины встречаются исключительно в континентальных толщах. При попадании каолинита в щелочные морские воды он переходит в гидрослюды или минералы монтмориллонитовой группы.

Преобразование глинистых минералов по мере сноса их с суши в море было показано на современных осадках и в древних толщах многими исследователями (Викулова, 1955; Millot, 1953, 1954; Murray, 1954; Grim and Jones, 1954; Griffin and Ingram, 1955).

К условиям отложения глин чувствительны также и встречающиеся среди них сингенетические минералы. Например, глауконит типичен лишь для морских глин, причем по мере увеличения глубины отложения уменьшаются размеры зерен, и они приобретают все более светлую окраску; гипс и доломит часто встречаются в лагунных отложениях; пирит и марказит типичны для глин, образованных в резко восстановительной среде. При меньшем дефиците кислорода возникает сидерит и т. д.

Иногда сингенетические минералы образуют крупные конкреции, состав которых может быть весьма характерным для определения стратиграфических горизонтов глин.

В зависимости от присутствия тех или иных тонкодисперсных минералов, обычно слагающих в глинах фракцию меньше 0,001 мм, химический состав глин меняется в широких пределах.
Химический и минералогический состав коллоидной фракции различных глин существенно неодинаков. Особенно велики колебания содержания глинозема и щелочей. Заметно меняется также потеря при прокаливании. Эти изменения объясняются разнородностью общей геологической обстановки формирования глин, которая вызывает изменение их минералогического состава. При кратковременном выветривании обломочный материал подвергается лишь относительно слабому видоизменению и, как следствие этого, глинистые породы содержат мало глинозема и много щелочей (гидрослюдистые глины). При более длительном выветривании щелочи удаляются из продуктов разрушения материнских пород, и в них возрастает содержание глинозема (каолинитовые глины). Химический анализ не дает полного представления о минералогическом составе глин. Большое содержание SiO 2 может быть обусловлено как присутствием в каолинитовой глине примеси кварца, так и преобладанием минералов группы монтмориллонита, поэтому надо применять комплексное исследование.

Макроскопический облик и структуры глин. Их свойства

Для этих пород характерен ряд признаков, в частности некоторые особенности внешнего вида. Глины представляют собой тонкодисперсные породы, окрашенные в разнообразные цвета. Цвет их зависит от минерального состава глинистой массы и присутствия красящих примесей. Каолинитовые, гидромусковитовые, монотермитовые и некоторые монтмориллонитовые глины имеют белую, светло-серую и желтовато-белую окраску. Некоторые гидрослюдистые (в особенности глауконитовые), монтмориллонитовые, нонтронитовые и гидрохлоритовые глины характеризуются зеленовато-голубой окраской. Наличие органических веществ, даже в небольшом количестве, определяет черный цвет глин, окислы железа и марганца вызывают их красную, фиолетовую и бурую окраску; примесь мелких частиц хлорита или глауконита обусловливает голубовато-зеленую окраску и т. д.

Многие разновидности глин характеризуются тонкой горизонтальной слоистостью, намечаемой иногда слойками, толщиной всего в несколько сотых миллиметра. Некоторые разновидности глин (ленточные) обладают ясно выраженной ритмичной слоистостью. У многих глин макроскопически видимая слоистость отсутствует. Другие глинистые породы характеризуются пятнистыми текстурами, возникающими или в процессе осаждения, или во время диагенеза. В некоторых случаях наблюдаются плойчатые текстуры, образующиеся во время оползания глинистых осадков или в результате неравномерной усадки глинистых илов при их дегидратации.

В глинах наблюдаются следующие типы структур, обусловленные величиной частиц, слагающих глину, или процессами отложения вещества из растворов.

А) Пелитовая - характерна для глинистых пород, состоящих почти исключительно (более чем на 90%) из частиц, меньших 0,005 мм. В зависимости от степени дисперсности материала среди пелитовых структур различают пылеватую (преобладание частиц 0,005-0,001 мм) и гелевую структуру (преобладание частиц < 0,001 мм). Глины с гелевой структурой исключительно мелкозернисты и обладают или скрыто-кристаллическим (тогда они изотропны в скрещенных николях), или частично кристаллическим строением за счет перекристаллизации пород во время окаменения.

б) Алевропелитовая - характеризуется тонкодисперсной глинистой массой, на фоне которой заметны алевритовые частицы (не менее 5%). Эта структура свойственна некоторым тугоплавким и строительным глинам.
в) Псаммопелитовая - отличается от предыдущей присутствием, кроме алевритовых, также и песчаных частиц. Наблюдается часто в тугоплавких и строительных глинах.

в) Фитопелитовая - типична для темноокрашенных глин, богатых органическим веществом. В тонкодисперсной массе этих глин присутствуют как породообразующий элемент остатки растений или их обрывки, различной степени сохранности, а также рассеянные коллоидные органические вещества.
д) Конгломератовидная и брекчиевидная - образуются или в результате местного размыва глинистых отложений и цементации возникших обломков глинистым же веществом или во время диагенеза.

е) Ооидная (бобовая) структура обусловлена наличием в тонко-дисперсной глинистой массе округлых образований (ооидов) различной величины без концентрического строения, сложенных обычно тем же глинистым минералом, что и вся масса. Ооиды часто окрашены окислами железа или органическими соединениями. Наблюдаются ооиды, сложенные целиком окислами железа.
ж) Оолитовая структура - структура пород, состоящих из оолитов. В глинистой массе присутствуют как ооиды, так и оолиты. Оолиты. обычно с несколькими концентрами, которые различаются по своему составу и сложены глинистыми минералами, как и вся основная масса, окислами железа, тонкодисперсным органическим веществом, хлоритами и другими минералами.
з) Сферолитовая - возникает в глинистых породах благодаря появлению в них при окаменении сферолитов, обычно кальцита или сидерита.
и) Реликтовая - характерна тем, что в породе видны контуры частиц, за счет видоизменения которых образовались глинистые минералы.

Для глин могут быть выделены определенные разновидности микротекстур на основе различного расположения пластинчатых частиц и неодинаковой их оптической ориентировки. Среди микротекстур наиболее обычны следующие.
а) Спутанно-волокнистая - характеризуется в скрещенных николях наличием в шлифе беспорядочного переплетения тонких волокон, поочередно, погасающих и просветляющихся при вращении столика.
б) Ориентированная - характеризуется наличием агрегатов частиц со строго одинаковой оптической ориентировкой, которые благодаря этому выглядят в скрещенных николях как один кристалл. При вращении шлифа при скрещенных николях значительные его участки одновременно гаснут или просветляются. Подобная микротекстура образуется при спокойном осаждении пластинчатых частиц глинистых минералов, наслаивающихся параллельно друг другу.
в) Чешуйчатая - характеризующаяся беспорядочным расположением глинистых минералов.

Характерным физическим признаком глин, очень важным для технологии, является пластичность, т. е. способность массы влажной глины изменять под давлением свою форму и сохранять ее после устранения давления. По этому признаку все глинистые породы подразделяются на собственно глины, обладающие пластичностью, и аргиллиты, т. е. камнеподобные породы, не размокающие в воде. Своеобразной разновидностью аргиллитов являются сухарные глины.

Пластичные глины с большим содержанием глинистых частиц обладают жирным и шелковистым блеском. Тонко дисперсные, но непластичные глины чаще имеют ровный или раковистый, иногда слабо блестящий излом. Глины с примесью песчаных и алевритовых фракций характеризуются землистым изломом.

Другим характерным свойством глин, определяющим область их применения в промышленности, является огнеупорность. Огнеупорные глины сплавляются при температуре от 1580 до 1770°. Они представлены каолинитовыми разновидностями, чистыми или с примесью монотермита.

Гидрослюдистые, наиболее широко распространенные кирпичные глины плавятся при температуре ниже 1350°.

Большое значение имеет также интервал температур плавления и спекания глин. Спекание глин происходит в результате местного плавления минеральных частиц, происходящего без деформации глины. Чем больше интервал спекания (он достигает иногда 300-400°), тем выше производственная ценность глин. В результате спекания глины или изделия из них превращаются в твердый камнеподобный материал, не размокающий в воде.

Для глин характерна иногда поглотительная способность, используемая для очистки разнообразных минеральных и органических продуктов. К числу особенностей глин относится также липкость, малая химическая активность, способность к образованию устойчивых суспензий и др.

Различные типы глин применяются в керамической, огнеупорной, строительной и других отраслях промышленности.
Сопоставление основных физико-химических свойств главных групп глинистых минералов
(по данным М. Ф. Викуловой)

Глинистые минералы

Глина Физико-химические свойства

Гидрослюдистые Каолшштовые Монтмориллонитовые и бейделлитовые глины

Пределы изменения показателей преломления Двупреломление Облик агрегатов частиц под обычным микроскопом
Облик частиц в электронном микроскопе
Цвет при окрашивании 0,001 %- ным раствором метиленголубого красителя
То же, при добавке насыщенного раствора КСl
Цвет при окрашивании насыщенным раствором солянокислого бензидина
Способность к пабуханию
Характер кривой нагревания

1,560-1,600 . 0,014-0,020
Удлиненные пластинки с резко очерченными краями
Удлиненные полупрозрачные и непрозрачные пластинки с резкими очертаниями
Фиолетово-синий, синий
Фиолетово-синий, синий, голу¬бой
Грязновато-синий и серо-синий
Незначительная
Три эндотермические реакции в интервалах 100-150, 500-600 и 850-900° и иногда одна экзотермическая реакция в интервале 925-1020°

1,558-1,570
0,005-0,009
Изометричные или удлиненные пластинки с неровными краями
Шестиугольные непрозрачные пластинки и неправильные по форме частицы с резко очерченными краями
Блеклый светло-фиолетовый
Блеклый светло-фиолетовый Не окрашивается
Ничтожная
Эндотермическая реакция в интервале 500-600° и две экзотермические реакции в интервалах 900-1050 и 1100-1200°. Иногда еще одна небольшая эндотермическая реакция в интервале 100- 150° (у пластичных тонкодисперсных глин и у глин с примесью галлуазита)

В некоторых случаях пригодность глин может быть определена по их внешнему виду. Так, глины ярко-красного или бурого цвета, как содержащие много соединений железа, не могут быть огнеупорными и керамическими. Если такие ярко-окрашенные глины однородны и не содержат крупных включений карбонатов, то они могут быть кирпичными. Если они тонкозернистые, то могут использоваться как гончарные, а при значительном содержании окислов железа- относятся к группе минеральных красок.

Глины белого цвета , светло-серые, светло-желтые, светло-розовые и светло-зеленые могут быть огнеупорными , тугоплавкими или даже легкоплавкими, если они сложены монтмориллонитом. Огнеупорными могут быть иногда глины темно-серого и черного цвета, и, наоборот, даже очень светлые глины могут быть не огнеупорными, если в них присутствуют в значительном количестве карбонаты, соли, гипс и другие легкоплавкие минералы.

Неразмокающие камнеподобные глины с раковистым изломом могут быть огнеупорными. Глины, кусочки которых при погружении в воду, размокая, сильно набухают и длительное время сохраняют свою форму, всегда оказываются поглощающими.

Гидрослюдистые глины

Гидрослюдистые глины состоят из глинистых минералов, возникших на первых стадиях выветривания. Частицы, слагающие эти глины, меха-нически перенесены на место отложения, а коллоидно-химические минералы среди них играют подчиненную роль. Типичным представителем этой группы глин являются ленточные и другие ледниковые глины. К этому типу относятся также наиболее широко распространенные среди осадочных пород глины, представляющие собой смесь продуктов физического и относительно слабого химического выветривания.

Каолиновые глины

Глинистые породы каолинитовой группы.

Каолиновые глины это группа глин к которым относятся первичные каолины (глины коры выветривания, сложенные в основном каолинитом), вторичные каолины, возникающие при переотложении первичных, и каолинитовые глины, образующиеся обычно за счет выпадения соответствующих продуктов глубокого выветривания из коллоидных растворов.

Монтмориллонитовые глины Глинистые породы монтмориллонитовой группы

Монтмориллонитовые глины раньше назывались сукновальными в связи с их применением для обезжиривания шерсти при валянии сукна, а также отбеливающими глинами или фулеровыми землями. В настоящее время их чаще называют бентонитами и флоридинами. В состав этих пород входят кроме монтмориллонита и нонтронита также смешаннослойные образования, чаще всего монтмориллонит-гидрослюдистые, близкие по составу к монтмориллонитовой группе. Некоторые разновидности монтмориллонитовых глин сильно разбухают при погружении в воду.

Рассматривая термин «глины» с точки зрения седиментации, его в первую очередь связывают с понятием размера частиц, однако, с химической и минералогической точки зрения, под «глинами» понимают определенные глинистые минералы. Эти глинистые минералы представляют собой кристаллические образования со слоистой структурой, состоящие из слоя кремнезема и глинозема. К глинистым минералам относятся смектит, иллит, хлорит и каолинит. Они присутствуют в породе в виде мелких кристаллических частиц, размер которых позволяет отнести их к категории глинистых частиц. Анализ типа глинистых минералов, присутствующих в сланцевых глинах, проводится с помощью метода дифракции рентгеновских лучей.

Глинистые минералы абсорбируют на своих поверхностях воду и катионы. Как было указано ранее, глинистые минералы имеют мелкий размер частиц и слоистую структуру, что обеспечивает большую удельную площадь поверхности (т.е. площадь поверхности на грамм материала). Иллит, хлорит и каолинит представляют собой мелкие кристаллы, адсорбирующие на своих внешних поверхностях воду и катионы. Способность смектита адсорбировать воду гораздо выше, чем у других глинистых минералов, поскольку вода и катионы адсорбируются не только на внешних поверхностях его частиц, но и между слоями кристаллической структуры смектита.

Способность адсорбировать воду, способность глин обменивать катионы и удельная площадь поверхности глин - связанные между собой явления, которые иногда называют коллигативными свойствами глин. Эти свойства определяют степень активности глин, однако, поскольку такой параметр, как катионообменная емкость (КОЕ), очень просто измерить, он является практическим методом определения активности глин. КОЕ сухих глин измеряется методом титрования метиленового синего. Стандартной единицей измерения катионообменной емкости является миллиэквивалент на 100 г сухой глины. При замере КОЕ используется раствор метиленового синего 0,01 N, отсюда количество миллилитров раствора метиленового синего, необходимое для достижения конечной точки титрования, равно миллиэкв./100 г.

Ниже приведен диапазон значений КОЕ для различных глинистых материалов:

Очевидно, что смектит, по сравнению с другими глинистыми минералами, представляет собой наиболее активный/реакционноспособный минерал. Глинистые породы, содержащие смектит, гораздо более восприимчивы к воде, и в наибольшей степени подвержены гидратации. Сланцевые глины, в состав которых входят другие глинистые минералы, гидратируют в меньшей степени, однако, они тоже могут быть водочувствительными. Объем глинистых минералов, входящих в состав сланцевых глин, варьируется. Реакционная способность глинистых пород зависит от типа и объема глинистых минералов, присутствующих в породе. Часто для замера активности сланцевых глин вместо метода дифракции рентгеновских лучей лучше использовать КОЕ.

Иллит и смектит имеют схожую кристаллическую структуру. Она представляет собой чередующиеся трехслойные образования, где между двумя прослоями кремнезема находится слой алюминия. Отличительной особенностью смектита является то, что указанные трехслойные образования перемежаются слоями адсорбированных ионов и воды. Структура иллита отличается наличиемионов калия между указанными трехслойными образованиями и отсутствием воды. К тому же, в слоях кремнезема, присутствующих в иллите, произошло значительное замещение атомов кремния атомами алюминия, в смектите подобного не произошло. Атомы калия в иллитовой структуре не являются обменными ионами, они представляют собой фиксированную часть кристаллической структуры; обменными являются только те ионы, которые расположены на внешних поверхностях иллита. В смектите, ионы между слоями являются катионнообменными и представлены натрием, кальцием, магнием и калием (обратите внимание, что ионообменный калий в смектите не такой же, как в иллите).

Как уже отмечалось ранее, при обсуждении диагенеза, смектитовые и иллитовые глины чаще всего бывают представлены как смешанослойные минералы. В минералах подобного типа некоторые слои содержат обменные ионы и воду, тогда как другие «крепко связаны» атомами калия, находящимися между слоями. Смектиты и иллиты присутствующие в шельфовых отложениях и осадочных породах, в основном залегают в виде смешанослойных глин. Многие бурильщики с большим стажем, и некоторые другие категории специалистов, непосредственно занимающиеся бурением, вместо термина смектит используют монтмориллонит или бентонит, подразумевая под этим глины, содержащие воду внутри слоистой структуры. Такая ситуация объясняется тем, что специалисты, изучающие глины, в течение многих лет разрабатывали номенклатуру глинистых материалов. В настоящее время процесс уточнения терминологии продолжается, так как обнаруживаются новые детали, касающиеся природы глинистых материалов. Для более подробной характеристики того или иного глинистого материала предлагаются следующие определения:
Смектит - группа глинистых минералов, имеющих трехслойную структуру, и содержащих воду между слоями алюмосиликата. В данную группу минералов входят монтмориллонит, гекторит, сапонит, нонтронит и ряд других минералов.
Иллит - особый глинистый минерал, структура которого схожа со структурой смектита, однако между двумя слоями алюмосиликата отсутствует слой воды. Специалисты еще не определили иллит в отдельную группу минералов, однако над этим ведется работа.
Монтмориллонит - широко распространенный минерал, относящийся к смектитовой группе минералов. Большинство смектитовых глин, залегающих в Мексиканском заливе в зоне США, являются монтмориллонитом. В других осадочных бассейнах могут быть другие отложения.
Бентонит с точки зрения геологии - это отложения измененного вулканического пепла. В промышленном использовании, под термином бентонит подразумевается монтмориллонит натрия, добываемый и используемый в качестве добавки к буровым раствором. Бентонитовая глина, добываемая в Вайоминге, извлекается из бентонитового пласта, тогда как в других районах эта глина может добываться и из других типов геологических отложений.

Хлоритовые глины по активности схожи с иллитом. Хлориты относятся к группам особых глинистых минералов. Как правило, они содержат слой алюминия между двумя слоями кремнезема, а также слой оксида магния или железа. Вода между слоями отсутствует. Некоторые, сформировавшиеся в более ранние эпохи, глинистые породы, сильно измененные в результате диагенеза, в качестве глинистых составляющих содержат только хлорит и иллит. Большинство этих глин можно назвать относительно нереактивными, но некоторые из них могут гидратировать и осыпаться.

Каолинитовая глина менее активна, чем другие глинистые минералы. Базовую структуру каолинита составляют перемежающиеся слои кремнезема и алюминия. Размер кристаллов каолинита обычно превышает размер кристаллов смектита или иллита, они имеют меньшую удельную площадь, катионообменную емкость и обладают меньшей способностью адсорбировать воду. Каолинитовые глины могут диспергироваться в водных буровых растворах.

Тип глин, представленных в породе, анализируется с помощью метода дифракции рентгеновских лучей. Данный метод заключается в измерении расстояния между атомными плоскостями кристаллического вещества. В следующей таблице представлены величины толщины слоев в ангстремах (Å или 10-8 см) для наиболее распространенных видов глин:

Стоит напомнить, что расстояние между кристаллами в смектитовой глине зависит от типа ионов. Один из классических методов идентификации смектита в случае, если возникает сомнение относительно его присутствия, - обработать глины этиленгликолем, и посмотреть, увеличилось ли расстояние между плоскостями до 17 ангстрем.
Для получения более подробной информации о механизмах катионного обмена, а также набухания и дисперсии глин, см. главу

Глинистые минералы представляют собой водные филлосиликаты алюминия, иногда с различными примесями железа, магния, щелочных и щелочноземельных металлов, а также других катионов, обнаруженных на некоторых планетарных поверхностях или вблизи них.

Они образуются в присутствии воды, и когда-то они были важны для появления жизни, потому многие теории абиогенеза учитывают их в роль в этом процессе. Они являются важными составляющими почв и были полезны для человека с древних времен в сельском хозяйстве и производстве.

Образование

Глины образуют плоские шестиугольные листы, похожие на слюды. Глинистые минералы являются распространенными продуктами выветривания (в том числе, выветривания полевого шпата) и низкотемпературными продуктами гидротермального изменения. Они очень распространены в почвах, в мелкозернистых осадочных породах таких, как сланцы, аргиллиты и алевролиты, а также в мелкозернистых метаморфических сланцах и филлитах.

Характеристики

Глинистые минералы, как правило (но не обязательно), имеют ультрамелкозернистый размер. Обычно считается, что они имеют размер менее 2 микрометров при стандартной классификации размеров частиц, поэтому для их идентификации и изучения могут потребоваться специальные аналитические методы. К ним относится дифракция рентгеновских лучей, методы дифракции электронов, различные спектроскопические методы, такие как мессбауэровская спектроскопия, инфракрасная спектроскопия, рамановская спектроскопия и SEM-EDS, или же автоматизированные процессы минералогии. Эти методы могут быть дополнены микроскопией поляризованного света, традиционной техникой, устанавливающей фундаментальные явления или петрологические отношения.

Распространение

Учитывая потребность в воде, глинистые минералы относительно редки в Солнечной системе, хотя они широко распространены на Земле, где вода взаимодействует с другими минералами и органическим веществом. Они также были обнаружены в нескольких местах на Марсе. Спектрография подтвердила их присутствие на астероидах и планетоидах, включая карликовую планету Церера и Темпель 1, а также луну Юпитера Европу.

Классификация

Основные глинистые минералы входят в следующие кластеры:

Каолиновая группа, которая включает минералы каолинит, диккит, галлуазит и накрит (полиморфы Al2Si2O5 (OH) 4). Некоторые источники включают группу каолинит-серпентин из-за структурного сходства (Bailey 1980).
Смектитовая группа, которая включает такие как монтмориллонит, нонтронит и бейделлит, и триоктаэдрические смектиты, например, сапонит. В 2013 году аналитические испытания марсоходом Curiosity обнаружили результаты, согласующиеся с присутствием минералов смектитовой глины на планете Марс.
Иллитовая группа, в которую входят глинистые слюды. Иллит - единственный распространенный минерал этой группы.
Хлоритная группа включает в себя широкий спектр аналогичных минералов со значительной химической вариацией.

Другие виды

Существуют другие типы этих минералов такие, как сепиолит или аттапульгит, глины с длинными водяными каналами, внутренними по своей структуре. Вариации глины смешанного слоя актуальны для большинства вышеупомянутых групп. Упорядочение описывается как случайное или регулярное упорядочение и далее описывается термином «рейхвайт», что в переводе с немецкого означает «диапазон» или «охват». Литературные статьи ссылаются, например, на упорядоченный иллит-смектит R1. Этот тип включается в категорию ISISIS. R0, с другой стороны, описывает случайное упорядочение. Помимо них, также можно найти другие расширенные типы упорядочения (R3 и т. д.). Глинистые минералы смешанного слоя, которые являются совершенными типами R1, часто получают свои собственные названия. R1-упорядоченный хлорит-смектит известен, как корренсит, R1 - иллит-смектит - ректорит.

История изучения

Знания о природе глины, стали более понятными в 1930-х годах с развитием технологий дифракции рентгеновских лучей, необходимых для анализа молекулярной природы глинистых частиц. Стандартизация терминологии возникла и в этот период с особым вниманием к подобным словам, которые привели к путанице, такой как лист и плоскость.

Как и все филлосиликаты, глинистые минералы характеризуются двумерными пластами угловых тетраэдров SiO4 и / или октаэдров AlO4. Листовые блоки имеют химический состав (Al, Si) 3O4. Каждый кремниевый тетраэдр делит 3 своих вершинных атома кислорода с другими тетраэдрами, образуя гексагональную решетку в двух измерениях. Четвертая вершина не является общей с другим тетраэдром, и все тетраэдры «указывают» в одном направлении. Все неразделенные вершины находятся на одной стороне листа.

Структура

В глинах тетраэдрические листы всегда связаны с октаэдрическими, сформированными из небольших катионов, таких как алюминий или магний, и координированы шестью атомами кислорода. Неподеленная вершина из тетраэдрического листа также образует часть одной стороны октаэдрического, но дополнительный атом кислорода расположен над зазором в тетраэдрическом листе в центре шести тетраэдров. Этот атом кислорода связан с атомом водорода, образующим группу ОН в структуре глины.

Глины можно разделить на категории в зависимости от способа упаковки тетраэдрических и октаэдрических листов в слои. Если в каждом слое есть только одна тетраэдрическая и одна октаэдрическая группа, то то она относится к категории 1:1. Альтернатива, известная как глина 2: 1, имеет два тетраэдрических листа с неразделенной вершиной каждого из них, направленной друг к другу и образующей каждую сторону восьмигранного листа.

Соединение между тетраэдрическим и октаэдрическим листами требует, чтобы тетраэдрический лист становился гофрированным или скрученным, вызывая дитригональное искажение гексагональной матрицы, и октаэдрический лист выравнивался. Это минимизирует общие валентные искажения кристаллита.

В зависимости от состава тетраэдрических и октаэдрических листов слой не будет иметь заряда или будет иметь отрицательный. Если слои заряжены, этот заряд уравновешивается межслоевыми катионами, такими как Na + или K +. В каждом случае промежуточный слой также может содержать воду. Кристаллическая структура сформирована из пакета слоев, расположенных между другими слоями.

"Глиняная химия"

Поскольку большинство глин изготовлены из минералов, они обладают высокой биосовместимостью и интересными биологическими свойствами. Из-за формы диска и заряженных поверхностей глина взаимодействует с целым рядом макромолекул таких субстанций, как белок, полимеры, ДНК и т. д. Некоторые из областей применения глин включают доставку лекарств, тканевую инженерию и биопечать.

Глиняная химия является прикладной дисциплиной химии, которая изучает химические структуры, свойства и реакции глины, а также строение и свойства глинистых минералов. Это междисциплинарная область, включающая концепции и знания из неорганической и структурной химии, физической химии, химии материалов, аналитической химии, органической химии, минералогии, геологии и других.

Изучение химии (и физики) глин и строения глинистых минералов имеет большое академическое и промышленное значение, поскольку они относятся к числу наиболее широко используемых промышленных минералов, используемых в качестве сырья (керамика и т. д.), адсорбентов, катализаторов и др.

Важность науки

Уникальные свойства глинистых минералов почв такие, как слоистое строение нанометрового масштаба, наличие фиксированных и взаимозаменяемых зарядов, возможность адсорбирования и удержания (интеркалирования) молекул, способность образовывать стабильные коллоидные дисперсии, возможность индивидуальной модификации поверхности и межслойной химической модификации и другие делают изучение химии глины очень важной и чрезвычайно разнообразной областью исследований.

На многие различные области знаний влияет физико-химическое поведение глинистых минералов, от наук об окружающей среде до химической технологии, от керамики до обращения с ядерными отходами.

Их катионообменная емкость (CEC) имеет большое значение в балансе наиболее распространенных катионов в почве (Na +, K +, NH4 +, Ca2 +, Mg2 +) и контроле pH, что напрямую влияет на плодородие почвы. Изучение глин (и минералов) также играет важную роль в работе с Са2 +, обычно поступающего с суши (речной воды) в моря. Возможность изменять и контролировать состав и содержание минералов предлагает ценный инструмент в разработке селективных адсорбентов с различными применениями такими, как, например, создание химических датчиков или чистящих веществ для загрязненной воды. Эта наука также играет огромную роль в классификации групп глинистых минералов.