Глинистые минералы. Глинистые минералы: классификация, состав, свойства и применение

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.

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.

И алюмосиликаты гл. обр. А1 и Mg, а также Cu, Fe, K, Na; иногда в них присутствуют Cr, Zn, Li, Ni и др. элементы. Различают Г. м., состоящие: а) из двухэтажных силикатных слоев (гр. каолинита), б) из трехэтажных силикатных слоев (гр. монтмориллонита, гр. гидрослюд) и в) из пакетов, сложенных одним одноэтажным и одним трехэтажным силикатными слоями. Существует также гр. смешаннослойных м-лов, в которой перечисленных типов сочетаются в одной структуре. Г. м. имеют слоистую структуру. Смачивание водой делает их пластичными. При нагревании они теряют адсорбированную и конституционную воду, а при высоких температурах образуют огнеупорные материалы. Частицы Г. м. бывают кристаллическими и аморфными. К Г. м. относятся м-лы гр. каолинита, монтмориллонита, палыгорскита, многочисленные упорядоченные и неупорядоченные смешаннослойные образования, а также тонкочешуйчатые агр. гидрослюд, вермикулита и реже хлоритов и слюд. Г. м. слагают главную часть осад. глинистых п., кор выветривания, почв и составляют дисперсную часть ряда обломочных, карбонатных и др. г. п., а также некоторых гидротерм. образований. В осад. п. различают Г. м. аутигенные и терригенные (аллогенные).

Геологический словарь: в 2-х томах. - М.: Недра . Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др. . 1978 .

Глинистые минералы

(a. clay minerals, argillaceous minerals; н. Tonminerale; ф. mineraux argileux; и. minerales arcillosos ) - минералов, гл. обр. слоистых силикатов, входящих в состав глин в качестве осн. составляющей. Главные Г. м. - , Монтмориллонит, Серпентин, в меньшей степени и палыгорскит.
Г. м. характеризуются тонкодисперсностью (размер частиц в основном Л. К. Яхонтова.

Горная энциклопедия. - М.: Советская энциклопедия . Под редакцией Е. А. Козловского . 1984-1991 .

Смотреть что такое "Глинистые минералы" в других словарях:

Глинистые минералы группа водных силикатов, слагающих основную массу глинистых отложений и большей части почв и опр … Википедия

глинистые минералы - molio mineralai statusas T sritis chemija apibrėžtis Al, Mg, Cu, Fe, K, Na hidrosilikatai ir aliumosilikatai. atitikmenys: angl. clay minerals rus. глинистые минералы … Chemijos terminų aiškinamasis žodynas

Группа водных силикатов, слагающих основную массу глин и определяющих их физико химические, механические и др. свойства. Г. м. являются продуктом выветривания преимущественно алюмосиликатов и силикатов магматических и метаморфических… …

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ - вторичные водные силикаты, алюмосиликаты и ферросиликаты, а также простые окислы и гидраты окислов кремния, железа и алюминия, слагающие основную массу глин, аргиллитов и тонких (< 0,005 мм) фракций некоторых других осадочных пород. Наиболее… … Словарь по гидрогеологии и инженерной геологии

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ - – водные силикаты, главным образом алюминия и магния, а также железа, калия, натрия. Слагают основную часть осадочных глинистых пород, кор выветривания, почв, составляют дисперсную часть ряда обломочных, карбонатных и других горных пород и… … Палеомагнитология, петромагнитология и геология. Словарь-справочник.

Минералы твердые природные образования, входящие в состав горных пород Земли, Луны и некоторых других планет, а также метеоритов и астероидов. Минералы, как правило, довольно однородные кристаллические вещества с упорядоченной внутренней… … Энциклопедия Кольера

Глинистые частицы - – содержащиеся в песке частицы с размерами менее 0,002 мм. [ГОСТ 32708 2014] Рубрика термина: Песок Рубрики энциклопедии: Абразивное оборудование, Абразивы, Автодороги, Автотехника …

Глинистые, пылевидные и илистые примеси в песках - – присутствие в строительном песке глинистых и илистых примесей (частиц крупностью до 0,05 мм) может повлиять на прочность сцепления раствора с основанием, на когезионную прочность раствора, его усадочные деформации трещиностойкость и… … Энциклопедия терминов, определений и пояснений строительных материалов

Минералы глинистые - М., имеющие слоистую или слоисто цепочечную структуру, класса водных силикатов и алюмосиликатов. Размер их кристаллитов по большей части не превышает 0,001 мм. К М.г. относятся минералы групп слюд гидрослюд, хлоритов, вермикулитов, палыгорскитов … Толковый словарь по почвоведению

Минералы, возникающие в зоне гипергенеза, т. е. в самой поверхностной части земной коры, при низких значениях температур и давлений (см. Гипергенные процессы). Для Г. м. характерны гидратация (вхождение в кристаллическую решётку… … Большая советская энциклопедия

Книги

• Память почв. Почва как память биосферно-геосферно-антропосферных взаимодействий , . В настоящем издания почва и педосфера Земли рассматриваемся как память биосферно-геосферно-антропосферных взаимодействий. Впервые в монографической форме излагаются теоретические основы и…

Глинистые минералы - слоистые тонкодисперсные соединения силикатов алюминия, магния и отчасти железа, представленные преимущественно кристаллическими формами малых размеров (1 -2 мкм, что составляет 0,001-0,002 мм), в которых атомы и ионы формируют кристаллическую решетку.

Глинистые минералы состоят из тетраэдрических и октаэдрических слоев, образуя структурные слои - пакеты.

При образовании пакета часть гидроксильных групп замещается ионами кислорода тетраэдров, поэтому в пакете 2 / 3 анионов, связанных одновременно с катионами тетраэдров и октаэдров, представлены кислородом, У 3 связана с гидроксильной группой (ОН) - . Взаимодействие ионов внутри пакетов осуществляется при помощи электростатических и ковалентных связей (между ионами Si и О в тетраэдрах наблюдается более прочная ковалентная связь, а в октаэдрах преобладают электростатические связи). Между пакетами (через межслоевые катионы) присутствуют более слабые ионно-электростатические, водородные и межмолекулярные силы.

Если в центре октаэдров октаэдрической сетки расположены трехвалентные катионы (Al 3+ , Fe 3+), то в самой сетке каждый третий октаэдр отсутствует (это определено условиями полной электростатической скомпенсированности валентностей). Минералы такого типа называются диоктаэдрическими, так как состав октаэдрического слоя в диоктаэдрических минералах соответствует составу минерала гиб- бсита А1(ОН) 3 . Этот слой иногда называют гиббситовым. Если же в центре октаэдров расположены двухвалентные катионы (Mg 2+ , Fe 2+), то для сохранения баланса валентностей необходимо, чтобы в сетке были заполнены все октаэдрические узлы (позиции). Такие минералы называются триоктаэдрическими, состав октаэдрического слоя в них соответствует составу минерала брусита Mg(OH) 6 , а слой называют бруситовым.

В зависимости от числа сеток выделяют двух-, трех- и четырехслойные пакеты. Двухслойные пакеты состоят из одной тетраэдрической и одной октаэдрической сетки, они обозначаются 1:1. Трехслойные пакеты состоят из двух тетраэдрических и одной октаэдрической сетки, они обозначаются 2:1. В четырехслойных пакетах между двумя трехслойными образованиями заключена еще одна октаэдрическая сетка, они обозначаются 2:1:1 (табл. 2.6).

Глинистые минералы состоят из двух- и трехслойных пакетов. Главным представителем двухслойных минералов является каолинит, трехслойных - монтмориллонит. Остальные глинистые минералы являются их изоморфными и политипными разновидностями.

Глинистые минералы подразделяются на несколько групп:

• каолинита (каолинит, галлаузит);
• аллофана (аллофан, гизингерит);
• монтмориллонита (монтмориллонит, бейделлит, нонтронит, хри-

зоколлаидр.);

• вермикулита (вермикулит (фото 2.5), сапонит);
• гидрослюд (иллит, глауконит);
• палыгорскита(сепиолит).

Глинистые минералы

Фото 2.5. Вермикулит- (Mg, Fe 2 +, Fe 3 +) 3 [(Si,AI) 4 0 10 ] (0Н) 2 4Н 2 0

Взаимные переходы глинистых минералов: плагиоклаз-?гиббсит^ аморфный материал ^ каолинит -? аморфный материал -? монтмориллонит -? каолинит -? хлорит железистый -? смешаннослойные минералы -? вермикулит.

Таблица 2.6

Общие принципы классификации глинистых минералов

Тип заполнения октаэдрического слоя	Соотношение тетраэдрических и октаэдрических сеток в пакете (тип пакета)
	(двухслойный	2:1 (трехслойный пакет)			2:1:1 (четырехслойный пакет)
Диоктаэдрический	Группа каолинита Группа галлу- азита	Группа диок- таэдрическо- го монтмориллонита	Группа диок- таэдрического вермикулита	Группа диок- таэдрических слюд и илли- тов	диоктаэдри- хлоритов
Триоктаэдрический	Группа серпентина	Группа сапонита	Группа триок- таэдрического вермикулита	Группа триок- таэдрических слюд и илли- тов	триоктаэд- рических хлоритов

Биотит -+? хлорит магниевый.

Биотит -? аморфный материал -> гётит.

Биотит -? вермикулит -? монтмориллонит -? гидрослюда -? каолинит -? иллит триоктаэдрический.

Мусковит -? вермикулит -? монтмориллонит -? гидрослюда -?каолинит -+? иллит диоктаэдрический.

Si0 2 , R 2 0 3 -? гётит, гиббсит.

По устойчивости к выветриванию минералы можно выстроить в ряд - триоктаэдрические слюды (Fe, Mg), хлориты -? диоктаэдри- ческие слюды (А1) -? вермикулит-? гидрослюды -? монтмориллонит -? хлориты -? каолинит -? оксиды и гидрооксиды Fe и А1.

Важнейшим свойством глинистых минералов, определяющим их роль в процессах почвообразования и формировании физико-химических свойств почв, является высокая емкость катионного обмена

(табл. 2.7). Этот показатель на порядок выше по сравнению с первичными минералами.

Таблица 2.7

Емкость катионного обмена глинистых минералов_

Изоморфизм. При одинаковой структуре минералы имеют разный химический состав благодаря взаимным замещениям катионов в октаэдрических и тетраэдрических сетках. Изоморфизм характерен для минералов монтмориллонитовой группы - монтмориллонит, бей- деллит, нонтронит.

Политипия - явление, при котором состав и структура слоев не меняется, а происходит смещение, повороты слоев в пакете друг относительно друга. Политипия характерна для минералов каолинито- вой группы - каолинит, диккит, галлуазит.

Большинство глинистых минералов встречаются в виде очень тонкозернистых агрегатов, состоящих из чешуек реже волокон. Они выделяются в виде рыхлых, землистых, плотных опаловидных, аморфных воскоподобных агрегатов, а также чешуйчатых, волокнистых тонкозернистых масс натечной формы и в виде желваков.

Глины способны приобретать во влажном состоянии пластичность или подобие геля. После высыхания они сохраняют полученную форму и представляют собой плотные, каменистые землистые массы с шероховатой либо гладкой, блестящей поверхностью. Цвет белый или серовато-белый, однако за счет примесей других веществ и минералов окраска глин может быть различной. Чаще всего преобладают красные или бурые тона, обусловленные присутствием оксидов и гидрооксидов железа. Излом неровный, часто с матовым блеском. Спайность весьма совершенная или хорошая, но различима лишь под микроскопом. Твердость низкая, близка к 1, реже 2-2,5. Плотность растет с увеличением содержания железа и уменьшается с повышением содержания воды (1,8-1,9-3,0 г/см 3). Происхождение экзогенное, гипергенное (в зонах окисления рудных месторождений), редко эндогенное, низкотемпературное гидротермальное (гидрослюды и др.).

Глинистые вторичные минералы являются продуктом трансформации близких к ним по составу и структуре слоистых магматических силикатов.

При выветривании полевых шпатов (гранитов и близких к ним пород) образуются минералы группы каолинита; при выветривании железомагнезиальных силикатов (ультраосновных пород, вулканического стекла, туфов, пеплов) - монтмориллонит, нонтронит, сапонит. Продуктами разрушения гидрослюд и их гидратации являются вермикулит, гидрослюды и т.д.

И определяющих их физико-химические, механические и др. свойства.

Глинистые минералы являются продуктом выветривания преимущественно алюмосиликатов и силикатов магматических и метаморфических горных пород на дневной поверхности. В процессе выветривания глинистые минералы испытывают стадийные преобразования структуры и химического состава в зависимости от изменения физико-химических условий среды выветривания и седиментации. Размеры частиц глинистых минералов в глинах большей частью не превышают 0,01 мм. По кристаллической структуре глинистые минералы относятся к слоистым или псевдослоистым силикатам.

Высокая удельная поверхность, изоморфные замещения , обилие сколов кристаллической решётки и нескомпенсированных зарядов придаёт глинистым минералам катионнообменную способность . Также они способны химически связывать воду.

В состав минералов входят слои, состоящие из кремнекислородных тетраэдров и алюмогидроксильных октаэдров , эти слои объединяются в элементарные пакеты, совокупность которых формирует частицу минерала. По набору слоёв в пакете различают несколько групп глинистых минералов:

• Группа каолинита (каолинит, галлуазит) c пакетом, состоящим из одного слоя октаэдров и одного слоя тетраэдров. Пакеты прочно связаны между собой и плотно прилегают друг к другу, в результате чего молекулы воды и катионы металлов не могут входить в межпакетное пространство и минерал не набухает в воде, а также обладает низкой ёмкостью катионного обмена (ЕКО).
• Группа монтмориллонита или группа смектита (монтмориллонит, нонтронит , бейделит и др.) с трёхслойным пакетом вида тетраэдр-октаэдр-тетраэдр. Связь между пакетами слабая, туда проникает вода, из-за чего минерал сильно набухает. Отличается высокой ЕКО (до 80-120 мг-экв на 100 г.).
• Группа гидрослюд (гидробиотит , гидромусковит и др.) также с трёхслойным пакетом, но сильной связью между ними. Практически не поглощают воду и не набухают в ней. Отличаются высоким содержанием калия , поскольку его ионный радиус позволяет ему входить в пустоты структуры минерала.
• Группа хлорита с четырёхслойной набухающей структурой.
• Группа смешаннослойных минералов с чередованием пакетов различных типов. Носят названия вида иллит-монтмориллонит, вермикулит-хлорит и т. п., свойства сильно варьируют.

Напишите отзыв о статье "Глинистые минералы"

Литература

• Гинзбург И. И., Рукавишникова И. А., Минералы древней коры выветривания Урала, М., 1951;
• Рентгеновские методы изучения и структура глинистых минералов, пер. с англ., М., 1965.

Отрывок, характеризующий Глинистые минералы

Солдаты товарищи, шедшие рядом с Пьером, не оглядывались, так же как и он, на то место, с которого послышался выстрел и потом вой собаки; но строгое выражение лежало на всех лицах.

Депо, и пленные, и обоз маршала остановились в деревне Шамшеве. Все сбилось в кучу у костров. Пьер подошел к костру, поел жареного лошадиного мяса, лег спиной к огню и тотчас же заснул. Он спал опять тем же сном, каким он спал в Можайске после Бородина.
Опять события действительности соединялись с сновидениями, и опять кто то, сам ли он или кто другой, говорил ему мысли, и даже те же мысли, которые ему говорились в Можайске.
«Жизнь есть всё. Жизнь есть бог. Все перемещается и движется, и это движение есть бог. И пока есть жизнь, есть наслаждение самосознания божества. Любить жизнь, любить бога. Труднее и блаженнее всего любить эту жизнь в своих страданиях, в безвинности страданий».
«Каратаев» – вспомнилось Пьеру.
И вдруг Пьеру представился, как живой, давно забытый, кроткий старичок учитель, который в Швейцарии преподавал Пьеру географию. «Постой», – сказал старичок. И он показал Пьеру глобус. Глобус этот был живой, колеблющийся шар, не имеющий размеров. Вся поверхность шара состояла из капель, плотно сжатых между собой. И капли эти все двигались, перемещались и то сливались из нескольких в одну, то из одной разделялись на многие. Каждая капля стремилась разлиться, захватить наибольшее пространство, но другие, стремясь к тому же, сжимали ее, иногда уничтожали, иногда сливались с нею.
– Вот жизнь, – сказал старичок учитель.
«Как это просто и ясно, – подумал Пьер. – Как я мог не знать этого прежде».
– В середине бог, и каждая капля стремится расшириться, чтобы в наибольших размерах отражать его. И растет, сливается, и сжимается, и уничтожается на поверхности, уходит в глубину и опять всплывает. Вот он, Каратаев, вот разлился и исчез. – Vous avez compris, mon enfant, [Понимаешь ты.] – сказал учитель.
– Vous avez compris, sacre nom, [Понимаешь ты, черт тебя дери.] – закричал голос, и Пьер проснулся.
Он приподнялся и сел. У костра, присев на корточках, сидел француз, только что оттолкнувший русского солдата, и жарил надетое на шомпол мясо. Жилистые, засученные, обросшие волосами, красные руки с короткими пальцами ловко поворачивали шомпол. Коричневое мрачное лицо с насупленными бровями ясно виднелось в свете угольев.
– Ca lui est bien egal, – проворчал он, быстро обращаясь к солдату, стоявшему за ним. – …brigand. Va! [Ему все равно… разбойник, право!]
И солдат, вертя шомпол, мрачно взглянул на Пьера. Пьер отвернулся, вглядываясь в тени. Один русский солдат пленный, тот, которого оттолкнул француз, сидел у костра и трепал по чем то рукой. Вглядевшись ближе, Пьер узнал лиловую собачонку, которая, виляя хвостом, сидела подле солдата.