Глинистые породы

Глинистые породы - уплотненные (связные) скопления мельчайших частиц разрушенных пород (“породной муки”), состоящие преимущественно из глинистых минералов.

Минералы глин представлены тонкими минеральными частичками слоистых силикатов (менее 0,05мм в поперечнике) обычно чешуйчатого габитуса с весьма совершенной спайностью. Образуются они при разложении силикатных минералов. Наиболее известные из минералов глин -снежно-белый каолинит и монтмориллонит. Также сюда относятся монотермит, галлуазит, гидрослюды, иногда палыгорскит.

Хотя в глинистых породах частицы в основной массе имеют размер менее 0,004 мм, обычно в них присутствует достаточное количество частиц алевритовой размерности. Большинство этих пород представляет собой смесь двух кластических силикатных материалов – горную муку и глину. Многие ледниковые глины и эоловые пылевые накопления сложены в основном частицами кварца, полевого шпата и слюды; этот материал известен как горная мука, он почти не отличается от материала песков, за исключением размера частиц.

Собственно глины состоят из тончайших чешуйчатых кристаллов минералов, образующихся при выветривании полевых шпатов и других разрушающихся минералов. Эти породы существенно отличаются по составу и свойствам от более крупнозернистых осадков. Помимо глинистых минералов в глинах в качестве акцессорных компонентов в различных количествах обычно присутствуют хемогенные образования (сидерит, кальцит), органические вещества и разнообразные коллоиды. Очевидно, что по мере увеличения количества неглинистых минералов возрастает их роль в определении свойств глин.

Глины используются в производстве керамики, бумаги, резины, катализаторов и др. Глины весьма важны для многих областей деятельности человека, например для сельского хозяйства и инженерного дела. Для каждой области применения глин существуют специфические требования к различному сочетанию свойств.

Классификация глин

Глины классифицируют по составу, происхождению, окраске, по их практичному использованию. Если один из минералов преобладает, глины называют по этому минералу – каолинитовая, галлуазитовая и т.д.

По характеру технических требований промышленности среди глин выделяют четыре наиболее важные группы: легкоплавкие, огнеупорные и тугоплавкие; каолины; адсорбционные (высокодисперсные монтмориллонитовые).

Легкоплавкие глины – полиминеральные, обычно железисто- монтмориллонитовые и гидрослюдистые (часто с примесью песка и органических веществ), показатель огнеупорности менее 13500С.

Огнеупорные и тугоплавкие глины характеризуются высоким содержанием глинозема (20-42%), высокой связующей способностью; имеют мономинеральный состав (каолинитовый или монотермитовый) и огнеупорность не ниже 15800С.Тугоплавкие Г. не выдержаны по минеральному составу и имеют огнеупорность от 1350 до 15800С.

Каолин – разновидность глин, сложенная преимущественно каолинитом,; не имеет пластичности, высокой дисперсности и значительной связующей способности.

Адсорбционные Г. По минералогическому составу в основном монтмориллонитовые, отличаются повышенной связующей способностью. К этой группе относят бентониты.

По окраске различают желтые, голубые, красные или бурые, зеленые, черные глины.

Номенклатура глинистых пород

Аргиллиты - неслоистые породы, состоящие преимущественно из одного или многих глинистых минералов. Именно для этой группы пород применяется обычно удачный термин «глина». Однако слово «глина» обозначает также и продукты выветривания, или, сами глинистые минералы, материал вулканической и гидротермальной природы, поэтому, когда нужно указать, что речь идет о породе, следует говорить «аргиллит».

Глинистые сланцы, или слоистые аргиллиты. Их слоистость возникла в процессе осадконакопления.

Сланцы. Любая порода, рассланцованная под влиянием механического воздействия, является сланцем. Сланцеватость не зависит от слоистости, характерной для глинистых сланцев и обусловленной плоскостями напластования. Понятно, что оба типа отдельности могут присутствовать одновременно. Крупные сланцеватые серии называются иногда «филлитами». Если порода распадается на крупные тонкие плитки, ее называют «кровельным сланцем».

Мергели. Между глинами и карбонатными породами существуют переходные разности, которые называют мергелями. Глинистые известняки в отличие от мергелей уплотнены и консолидированы.

Термины «глинистый мергель», «мергелистая глина», «мергелистый известняк» являются синонимами. Для пород, карбонатная часть которых представлена доломитом, удобно использовать выражения «доломитовая глина», «доломитовый мергель» и «глинистый доломит».

Песчаные аргиллиты. Существуют переходные формы между глинами с одной стороны, песками и песчаниками с другой. Можно говорить о песчаных глинах, песчаных глинистых сланцах, песках, глинистых песчаниках.глинистых

Структуры и текстуры глинистых пород

Под структурой глин подразумевают распределение компонентов породы по гранулярному составу, форму частиц, их пространственную ориентировку по отношению друг к другу и силы сцепления, соединяющие их вместе.

Различают структуры в сечении, перпендикулярном к наслоению, и структуры в сечении, параллельном наслоению.

Структуры в сечении, перпендикулярном к наслоению, разделяются на:

1) гемогенные, если напластование или слоистость не выражены;

2) ориентированные, если слоистые силикаты имеют отчетливую ориентировку, возникшую при осадконакоплении, диагенезе и т.д.

3) слоистые, если порода состоит из чередующихся слойков;

4) циклические, если в породе наблюдается ритмическое чередование, например, в ленточных глинах, в ленточных мергелях и целом ряде других осадков.

5) Микролинзовидные, если цикличность настолько локализована, что слойки кажутся залегающими несогласно даже в масштабе образца или шлифа.

Структуры в сечении, параллельном слоистости, подразделяются на:

1) кристаллические, если основная масса составлена хорошо индивидуализированными чешуйками;

2) скрытокристаллические, если кристаллическое строение различимо с трудом по присутствию слабо преломляющих участков скрытокристаллические, или аморфные, если глинистое вещество кажется изотропным. Глинистая масса имеет кристаллическое строение, а впечатление изотропности обусловлено компенсацией, возникающей при наложении друг на друга мелких кристаллических частиц.

Среди скрытокристаллических структур можно выделить следующие разновидности:

а) трещиноватые, сетчатые, обусловленные ориентированным расположением минералов по стенкам трещин;

б) петельчастые и хлопьевидные. Петельчатая структура характеризуется спутанноволокнистым сложением, напоминающем строение микроскопических волокон антигорита; хлопьевидная – присутствием округлых участков, окаймленных более высоко двупреломляющем материалом (либо слоистыми силикатами, либо кристаллами кальцита);

в) струйчатые, флюидальные, муаровые, обусловленные различными оптическими эффектами.

Структуры глинистых компонентов в цементе песчаных пород. Глинистая фракция пород представляет существенный интерес даже в тех случаях, когда присутствует в породе в подчиненном количестве или в виде незначительной примеси. Если глинистые минералы остаются неизменными среди изменяющейся основной массы породы, по ним можно судить о ранних этапах эволюции породы. И наоборот, если преобразуются глинистые минералы, а основная масса породы остается неизменной, по ним можно судить о недавних этапах эволюции породы.

Возникает проблема глинистых цементов, для которых тщательно разработана классификация структур глинистых цементов песчаников. Они подразделены на микроагрегатные, чешуйчатые, пленочные, крустификационные, вермикулитоподобные, лепидобластовые, сноповидные. В песках и песчаниках возникают новообразования глинистых минералов или слюидистых силикатов, составляющих существенную часть породы.

Слоистые силикаты участвуют в формировании оолитов и конкреционных структур. К этой категории близки также железные руды или породы с железистыми оолитами: изучение эволюции слоистых силикатов типа шамозитов и хлорита позволяет восстановить условия раннего и позднего диагенеза этих пород.

Особенностью некоторых глин является их пеллетовая текстура. Пеллеты представляют собой небольшие, округлые агрегаты глинистых минералов и мелкого кварца, рассеянные в матриксе, представленном тем же материалом. По размерам пеллеты составляют в диаметре 0,1-1,3мм, а в некоторых случаях достигают нескольких миллиметров(в длину). Их образование приписывают действию течения воды.

В некоторых глинистых породах осадочного происхождения проявляются реликтовые структуры, унаследованные от материнских пород, из которых они образовались. Примерами являются сапролиты,которые произошли от различных грубых вулканических и метаморфических пород. В этих породах достаточно хорошо сохранились « РЕЛИКТЫ» первичных минералов, поэтому можно проследить первоначальную гнейсовую сланцеватость, порфиробласты.

Другим примером реликтовой структуры являются бентониты и близкие к ним осадки, образующиеся in situ при преобразовании вулканического пепла. Нереликтовые структуры включают оолитовые и пизолитовые формы, возникающие в некоторых бокситовых и диаспоровых глинах. Известны также псевдоморфные замещения ракушечного материала монтмориллонитом и диагенетически перекристаллизованные структуры, подобные «метакристаллам» иллитовой слюды в тонкозернистой иллитовой основной массе. Большинство глинистых сланцев, однако, не проявляет ни одной из этих особенностей; они либо бесструктурны, либо слоисты/

Тонкослойные сланцы характеризуются ориентированными пластинчатыми слюдистыми компонентами, параллельными плоскости напластования, что хорошо видно под микроскопом. Хотя отдельные кристаллы располагаются не строго параллельно к плоскости напластования, шлифы, приготовленные перпендикулярно к этой плоскости, проявляют эффект одновременного погасания, как и в случае если бы шлиф был сделан из единого кристалла. В пластинчатых минералах световые колебания медленнее и параллельны спайности, поэтому проявляется параллельное погасание – эффект агрегатного погасания.

Однако в некоторых глинах и сланцах глинистые минералы проявляют беспорядочную ориентировку. Подобное явление может быть результатом аутигенной кристаллизации на месте. В других случаях подобное явление вызывается нарушением первичной структуры иллоядными донными организмами.

Свежеотложенные илы имеют чрезвычайно высокую водонасыщенность и очень большую пористость. Первоначальная пористость может составлять 70-80%. Поскольку в среднем в глинистых сланцах пористость составляет только 13%, то это означает, что первичные отложения были сильно уплотнены и обезвожены. Тот факт, уменьшение пористости происходит скорее за счет уплотнения, а не выполнения пор (как у песчаников), подтверждается постепенными изменениями структуры, которые направлены на то, чтобы ориентировать глинистые пластинки параллельно друг к другу и плоскости напластования.

Атомная структура, состав и группы глинистых минералов

Глинистые минералы представляют собой гидратированные алюмосиликаты, обычно с частичным замещением алюминия железом и магнием. Они тонкозернисты, обычно менее 5мкм, а в некоторых случаях их размер измеряется миллимикронами.

Атомная структура большинства глинистых минералов сложена двумя единицами. Одна структурная единица состоит из двух слоев плотноупакованных кислородов или гидроксилов, в которых атомы алюминия, железа, или магния расположены в октаэдрической координации таким образом, что каждый из них находится на равном расстоянии от шести кислородов или гидроокислов. Вторая структурная единица образована кремнекислородными тетраэдрами. В каждом тетраэдре атом кремния одинаково удален от четырех кислородов или гидроксилов, расположенных в форме тетраэдра с атомом кремния в центре, чтобы сбалансировать структуру. Кремнекислородные тетраэдры сгруппированы таким образом,что создают гексагональную сетку, которая бесконечно повторяется и образует лист состава Sі4O6(OH)4. Тетраэдры расположены так, что все их вершины обращены в одну сторону, а основания лежат в одной и той плоскости. Эту структуру можно рассматривать как структуру, состоящую из перфорированной плоскости кислородных атомов, расположенных в плоскости основания тетраэдрических групп; плоскости атомов кремния с атомами кремния, расположенными в полости в месте соединения трех атомов кислорода и, следовательно образующими гексагональную сетку; плоскости атомов гидроксила, в которой каждый гидроксил расположен непосредственно над кремнием на вершине тетраэдров.

Глинистые минералы относятся к двум группам. В каолинитовой группе минерал характеризуется двухэтажной (1:1 слой) решеткой, состоящей из одного октаэдрического или гиббситового слоя, связанного с одним кремнекислородным тетраэдрическим слоем. Эта решетка не расширяется в зависимости от изменяющегося содержания воды и замещения на железо или магний в гиббситовом слое неизвестны. Другая группа глинистых минералов характеризуется трехэтажной (2:1) решеткой. В этом типе решетки октаэдрический алюминиевый слой расположен между кремнекислородными тетраэдрическими слоями. Несколько важных глинистых минералов принадлежит к трехэтажной группе. В монтмориллоните эти трехэтажные ячейки свободно объединяются по оси c, а вода и катионы расположены между ними. Количество воды изменяется таким образом, что величина с варьируется от 9,6 до 21,40А. Минерал имеет разбухающую решетку. Трехслойные соединения могут также объединяться калием, который благодаря соответствующему ионному диаметру и координационным свойствам связывают структуру воедино столь плотно, что расширение невозможно. Глинистая слюда, образованная таким образом, представляет собой иллит. Хлоритовая группа также имеет трехэтажную структуру, характеризующуюся внедрением бруситового слоя Mg(OH)2 между трехэтажными элементами. В каждой структурной группе возможны многие варианты по составу. Хотя многим из них на основании состава даны специальные названия, можно считать, что каждая группа проявляет беспредельно широкий диапазон состава. Глинистые минералы классифицируются главным образом на основе их структуры.

Основные группы глинистых минералов: каолинита, монтмориллонита, иллита или мусковита и хлорита.

Группа каолинита. Главным членом группы каолинита является каолинит, имеет формулу (OH)8Al4Si4O10 или Al2O3 2SiO2 2H2O. Старинное название этого минерала перешло от китайцев. Кау-линг-«высокая гора»; так называлось месторождение каолина.

Химический состав. Al2O3 39.5%,SiO2 46,5%, H2O 14%. Уд. Вес 2,58-2,60.

Облик кристаллов. Более или менее хорошо образованные пластинчатые кристаллы исключительно редки и малы по размерам (до 1мм). Весьма вероятно, что они относились не к каолину, а к диккиту или накриту. Чаще наблюдаются обломки обломки изогнутых столбчатых кристаллических образований, в увеличенном виде напонающих дождевых червей. Агрегаты рыхлые, чешуйчатые или плотные тонкозернистые.

Цвет. Отдельные чешуйки и пластинки бесцветны. Сплошные массы- белого цвета, нередко с желтым, буроватым, красноватым, иногда зеленоватым или голубоватым оттенком. Блеск отдельных чешуек и пластинок перламутровый, а сплошных масс - матовый.

Твердость около 1. Отдельные чешуйки гибки, но не обладают упругостью. В сухом состоянии землистые массы кажутся тощими на ощупь.

Аноксит подобен каолиниту, за исключением молекулярного соотношения SiO2:Al2O3 приблизительно равного трем вместо двух, что менее обычно. Диккит и накрит, сходные с каолинитом по составу, но с небольшими отличиями по форме кристаллов, также являются членами данной группы.

Монтмориллонитовая группа, получившая название по главному минералу группы, монтмориллониту, который имеет состав: (OH)4AL4Si8O10 nH2O.

Монтмориллонит назван по месту нахождения в Монтмориллоне (Франция). Химический состав непостоянный, сильно зависит от варьирующего содержания воды. По анализам чистых разностей устанавливаются следующие колебания (%): Al2O3 11-22, Fe2O3 0-5и больше (ферримонтмориллонит), MgO 4-9, CaO 0, 8-3, 5 и выше в кальциомонтмориллоните,SiO2 48-56, H2O 12-24.

Цвет монтмориллонита белый с сероватым, иногда синеватым оттенком, розовый, розово-красный, иногда зеленый.

Блеск В сухом состоянии матовый.

Твердость отдельных чешуек неизвестна. Очень мягкий. Жирный.

Замечательной и чрезвычайно важной в практическом отношении особенностью минералов группы монтмориллонита является их свойство набухать в присутствии воды, а при нагревании постепенно отдавать адсорбированную воду.

К минералам группы монтмориллонита относятся существенно магнезиальные, существенно алюминиевые и промежуточные между ними виды.Магний обычно замещает часть ионов алюминия в решетке. В монтмориллонитовую группу входят бейделит, который имеет молекулярное отношение SiO2:Al2O3 равное трем, и нонтронит, в котором окисное железо замещает алюминий.

Иллитовая, или глинисто-слюдистая группа включает иллит, который имеет общую формулу

(OH)4 Ky(Al4 Fe4 Mg4 Mg6) (Si8-y Aly) O20,

Где « y » варьируется от 1 до 1,5. Иллит является разновидностью белых слюд, но отличается от них, вероятно, тем, что содержит меньше калия и больше воды, чем обычно свойственно слюдам. Кроме разновидностей иллита группа содержит глауконит.

Группа хлорита состоит из минералов богатых магнием, которые широко представлены в сланцах и в которых ионы двухвалентного железа занимают видное место.

Хлорит имеет химический состав 5(Mg,Fe)O Al2O3 3SiO2 4H2O. Твердость 2-2,5. Удельный вес 2,0-2,8. Блеск от стеклянного до перламутрового. Цвет зеленый. Форма кристаллов – таблички, чешуйки, срастающиеся друзами.

Известно также множество « смешаннослойных» глинистых минералов. Структура этой группы является результатом упорядоченного или неупорядоченного расположения основных глинистых минеральных пакетов друг относительно друга по оси с. В некоторых из них отмечается переслаивание двух- и трехэтажных слоев. Подобные типы смешаннослойного строения обычно называют каолинит-иллитовыми, хлорит-иллитовыми и так далее, вместо того чтобы изобретать новые наименования для каждой смеси.

Помимо основных групп, перечисленных выше, некоторые глинистые минералы реже встречаются и имеют несколько отличную кристаллическую структуру, например, галлуазит (OH)16Al4Si4O6, а также менее гидратированный метагаллуазит (OH)8Al4Si4O10 и аллофан, некристаллический взаимный раствор двуокиси кремния, окиси алюминия и воды в различных пропорциях. В некоторых случаях в глинах обнаруживают вермикулит и палыгорскит (сепиолит и аттапульгит).

Галлузиатовые минералы. Существуют две формы галлузиата, одна из которых имеет состав (OH)8Si4O10, а другая – (OH)8Si4O10 4H2O. При относительно низких температурах (-+ 600С) последняя форма необратимо дегидратируется и переходит в первую форму. Галлузиатовые минералы построены последовательными слоями такого же структурного состава, как и слои, слагающие каолинит.

Высокогидратированная форма состоит из каолинитовых слоев, разделенных единичным молекулярным слоем водных молекул. Переход в дегидратированную форму вызывается потерей межслоевых водных молекул. По данным Бриндли, при низких температурах (60-750С) происходит только частичная дегидратация, а для полного удаления межслоевых воды необходима температура порядка 4000С. При более низких температурах образуется частично дегидратированные формы, которые могут быть устойчивыми. В месторождениях галлузиат имеет тенденцию к частичной дегидратации, к образованию частично дегидратированного галлузиата, который в том случае, если месторождение крупное, постепенно переходит с глубиной в гидратированную форму.

Для обозначения различно гидратированного галлузиата существует ряд наименований. Низкогидратированная форма называется галлузиатом или метагаллузиатом, а более высокогидратированная форма – гидратированным галлузиатом, энделитом или галлузиатом.

Аллофановыми минералами являются те компоненты глинистых минералов, которые аморфны по отношению к рентгеновским лучам. Расположение тетраэдрических и октаэдрических единиц по отношению друг к другу в них недостаточно правильное, чтобы сделать возможной дифракцию, или отдельные структурные единицы, которые хорошо упорядочены, слишком малы по размеру, чтобы дать дифракционные эффекты.

Аллофановые компоненты не имеют обычно определенного химического состава или формы. Глины, содержащие аллофан,часто включает большие количества (-+ 5%) фосфатного или сульфатного компонента. Кроме того, в них обычно относительно немного щелочей и щелочных земель, что приближает их к монтмориллониту, но последний имеет тенденцию содержать некоторое количество магния.

Вермикулит в глинистых минералах встречается в идее чрезвычайно мелких частиц в смеси с другими глинистыми минералами и часто смешаннослойных постройках. Определить его характерные свойства трудно, а часто невозможно. В связи сэтим до сих пор неизвестны диспергируемость его в воде, а также характерная форма и размер частиц. Структура вермикулита подобна структуре хлорита, за исключением того, что в структуре вермикулита межслоевые ионы магния гидратированы чаще, чем чем это имеет место в структуре брусита. Расположение молекул воды вокруг ионов магния и относительно большой заряд на поверхности кристаллической решетки по сравнению с монтмориллонитом, по-видимому, препятствуют набуханию минерала при обработке полярными молекулами. Однако межслоевая вода легко удаляется при нагревании до температуры порядка 1000С, а кристаллическая решетка минерала сжимается почти до 10 А0, подобно монтмориллониту, отличаясь в этом отношении от хлорита.

Визуально структуру аттапульгита можно представить в виде пучка брусочкоподобных структурных единиц, закономерно скрепленных вместе их длинными сторонами. Наружная сторона такого пучка брусочкоподобных частиц будет иметь вид «плато и каналов» или желобов, а их внутренняя часть будет состоять из чередующихся твердых брусочков и вытягнутых каналов с угловатым поперечным сечением.

Структура сепиолита сходна соструктурой аттапульгита, отличаясь от нее главным образом размером брусочковидных структурных единиц и замещениями в пределах структуры. В сепиолите эти брусочкоподобные структурные единицы примерно на 50% шире, чем в аттапульгите. В структуре сепиолита существуют редкие замещения ионов магния или кремния. Встречается в волокнистых разновидностях с древовидным асбестом, в гидротермальных жилах, а также в виде землистых масс в озерных и морских отложениях.

Палыгорскиты давно известны под названиями «горная бумага», «горный картон», «горное дерево». Палыгорскиты являются алюмомагнезиальными силикатами, к которых алюминий и магний присутствуют приблизительно в равных количествах. Для этих минералов характерно волокнистое строение.

Элементы, составляющие глины

Щелочные элементы(Na и K). Содержание калия и натрия в изверженных породах, кристаллических сланцах, в среднем весьма близки. Отношение числа атомов K/Na в этих породах равно 1. иная картина наблюдается в осадках и морских водах. Ион K+ не гидратируется, и его кажущийся объем в три раза меньше объема иона Na+.

Рассматривая поведение ионов K+ в кристалле, следует констатировать,что по сравнению с ионами Na+ они наилучшим образом обеспечивают устойчивость кристаллической решетки слюды и, следовательно, иллитов. Конечно, в иллитах, являющихся неупорядоченными слюдами, присутствует определенное количество натрия, но в них в заметно большем количестве содержит калий.

В силу предпочтительной адсорбции и вхождения в силикаты количество калия в растворах гидросферы значительно уступает количеству натрия. Оба механизма действуют уже на первых стадиях выветривания. Сразу же начинается адсорбция калия и фиксация его в силикатах. Поэтому серицизация полевых шпатов и иллитизация представляют два основных явления при выветривании. Вот почему пресные воды зоны цементации характеризуются отношением K/Na=1/10,а морские воды 1/28,5. Спутниками калия являются рубидий и цезий.

Щелочноземельные элементы (Ca и Mg). В большинстве случаев поведение кальция и магния в гидросфере отличается незначительно. Они накапливаются в карбонатных осадках и сопровождаются железом в закисной форме. Карбонатные породы могут иметь как органическое, так и химическое происхождение. В органогенных карбонатных породах резко преобладает кальций, поскольку скелетные остатки организмов обычно состоят из углекислой извести. Хемогенные породы могут быть как кальциевыми, так и магниевыми и железистыми.

Если при возникновении органогенных карбонатных пород основную роль играет кальций, а при возникновении хемогенных осадков, насколько можно судить по отношению объема доломитов и известняков, в равной мере важны и кальций и магний, то при новообразовании силикатов основное значение имеет магний. При трансформации открытых смешаннослойных или деградированных глинистых минералов и возникновении новообразований в гидросфере фиксируются значительные количества магния. Хлорит, смешаннослойные минералы с хлоритовыми слоями, мотмориллонит, палыгорскит, сепиолит, тальк являются магнезиальными слоистыми силикатами. Магний содержится также в иллитах, глауконитах и разнообразных смешаннослойных минералах. Кальций во всех перечисленных минералах отсутствует. Можно считать, что фиксируется в карбонатах, в то время как магний является важной составляющей силикатов.

Железо и алюминий. Эти два элемента довольно близки между собой. Однако в связи с тем, что железо в природе встречается как в окисной, так и в закисной форме, его поведение может отличаться от поведения алюминия. Это различно проявляется уже на начальных стадиях выветривания.

Рассмотрим в качестве примера латеритизацию, при которой происходит наиболее полное высбождение элементов. При этом железо ведет себя по-разному: часть его в закисной форме мигрирует в виде истинного раствора или феррогуминовых комплексов; другая часть остается на месте, образуя полуторные окислы, в первую очередь гетит. Она сопровождает глинозем, кристаллизующийся в форме гиббсита. Наряду с глиноземом окисное железо является основным компонентом латеритных кирас и бокситовых горизонтов.

Растворимое железо постепенно мигрирует в седиментационные бассейны, в которых оно в значительной степени отделяется от алюминия. В осадочных отложениях оно фиксируется в четырех формах: в виде свободных окислов, пигментирующих красноцветные обломочные серии; в виде карбоната (сидерита); в восстановленной форме в виде сульфида (гидротроилита); наконец, в силикатной форме. Лишь в последнем случае железо ассоциирует с глиноземом, основная часть которого связывается в алюмокалиевых силикатах.

Заметим, что для железа, особенно на стадии диагенеза, весьма характерна тенденция вновь входить в решетку силикатов. С силикатизацией железа связано формирование глауконита морских осадков, шамозитов железных руд и рано или поздно развивающая хлоритизация. Формирование постседиментационного – диагенетического и эпигенетического – хлорита происходит за счет свободных гидроокислов, сульфидов, карбонатов, глауконитов и даже иллитов, в которых всегда содержится то или иное количество железа. В хлорите железо наряду с магнием находится в октаэдрических позициях.

Малоподвижный глинозем еще раньше переходит в силикатную форму. При этом в условиях умеренного выветривания возникают серициты и иллиты, а при интенсивном выветривании формируется каолинит. Если исключить достаточно редкие случаи бокситизации, когда глинозем сохраняет свою геохимическую обособленность, можно считать, что высвобожденный алюминий в сочетании с кремнием сразу же вновь входит в решетку алюмосиликатных минералов.

Алюминий и кремний. Поведение алюминия напоминает не только поведение железа, но отчасти также и поведение кремния.

При выветривании в обстановке выщелачивания кремнезем более растворим, чем глинозем. Часть высвобожденного кремнезема фиксируется в профилях выветривании, участвуя в формировании слоистых силикатов и кремнистых новообразований. Другая часть мигрирует в седиментационные бассейны, где также дает начало новообразованным слоистым силикатам и обусловливает окремнение осадков. Основная масса кремнезема комбинируется с глиноземом, и лишь незначительная его часть остается в свободном состоянии.

Высвобожденный глинозем при достаточно интенсивном выщелачивании, обеспечивающем удаление кремнезема, может кристаллизоваться в гиббсит. Однако чаще всего в присутствии постоянных водоносных горизонтов происходит накопление кремнезема и возникают алюмосиликатные глинистые минералы. Поэтому обычно алюминий и кремний накапливаются совместно, и лишь иногда происходит их разделение. Как правило, оба элемента рекомбинируются немедленно после высвобождения из силикатов. Если же они разделяются, то малоподвижный глинозем концентрируется на месте в профиле выветривания и формируются бокситовые горизонты.

Кремний и другие катионы в новообразованиях. Возрастание степени несовершенства кристаллической структуры новообразований обусловлено влиянием посторонних катионов. Степень совершенства структуры уменьшается от макро- до микрокристаллического кварца, халцедона, опала со структурой кристобалита – тридимита, наконец, еще менее упорядоченного опала. Неупорядоченность возрастает под влиянием катионов кальция, который хотя не участвует в формировании кристаллической решетки силикатов гидросферы, но определяет возникновение неупорядоченности. Присутствие в растворе заметного количества катионов способствует возникновению кристаллических структур силикатов. В частности, при достаточном содержании Al, Fe, Mg формируются слоистые гидроокислы этих катионов, на которых фиксируется кремнезем и образуются глинистые минералы.

В этом процессе важнейшую роль играет глинозем. В ненасыщенных растворах он комбинируется с кремнеземом в каолинит. В растворах с высоким содержанием различных катионов он ассоциирует с кремнеземом в тетраэдрическом слое и частично занимает октаэдрические позиции. Чем выше содержание глинозема в растворах, тем богаче глиноземом новообразования глинистых минералов.

Структура силикатов определяется характером сочетания кремнекислородных тетраэдров. Алюминий замещается кремнием, другие катионы располагаются в пустотах структуры. Такое представление обусловлено тем, что периодичность решетки минералов в значительной степени определяется характером сочетания кремнекислородных тетраэдров. Однако в последнее время накапливается все больше фактов, свидетельствующих о важной роли катионов при росте кристаллов. Разнообразие структур и возникновение некоторых необычных их типов во многом зависит от размеров катионов

Действительно, в присутствии кремнезема именно катионы влияют на характер кристаллической структуры. Как образно отметил Гольдштауб, «катионы заключены среди кремнекислородных тетраэдров, как рыба, пойманная в сеть», причем сеть приспосабливается к размерам и расположению в ней рыбы.

При снижении влияния катионов на формирующуюся силикатную кристаллическую структуру, возникает трехмерная структура кварца. По мере роста нарушающих структуру катионов вместо трехмерной структуры формируются «чередующиеся слои» кристобалита или тридимита. Эти слои состоят из колец кристобалита, но в вертикальном направлении периодичность отсутствует. Можно говорить о начале формирования двухмерных структур. Организуясь подобным образом, они дают начало глинистым минералам. Можно считать, что если в поверхностных условиях при формировании структуры определяющую роль играют K, Mg, Al то неизбежно образуются двухмерные структуры. На глубине K, Mg, Ca, Al могут входить в трехмерные структуры полевых шпатов.

Неупорядоченность, упорядоченность, размер частиц. Возрастание неупорядоченности структуры сопровождается в новообразованиях кремнезема уменьшением размера кристаллов, и в конечном итоге возникают опалы, стоящие на границе кристаллического состояния вещества. Иначе говоря, по мере того как в кристаллическую структуру кремнезема входят катионы, размер кристаллов уменьшается.

При образовании глинистых минералов формируются упорядоченные структуры. Однако степень совершенства структуры тесно связана с количеством изотипных и гомотипных замещений. В глинистых минералах возможность изоморфных замещений очень велика, что препятствует формирование совершенных кристаллических структур с большим размером кристаллов глинистых минералов. На стадии эпигенеза и метаморфизма под влиянием температуры и давления идет перестройка структур слоистых силикатов, чуждые ионы удаляются или перегруппируются, размер кристаллов возрастает. Важной особенностью геохимии поверхностных процессов являются малые размеры образующихся кристаллов, отражающие неупорядоченность их кристаллических структур. Всякое выщелачивание катионов из решетки силикатов обусловливает ухудшение степени совершенства их структуры и диспергацию минералов. Это один из главнейших механизмов выветривания. И напротив, любые примеси в растущем кристалле препятствуют возникновению совершенной структуры и обуславливают «криптокристаллическое» состояние минерала. При освобождении от примесей структура упорядочивается и размеры кристаллов возрастают.

Синтез

Все глинистые минералы, за исключением аттапульгит-сепиолита и, возможно, галлуазита, были сынтезированы из смесей окислов при низких температурах и давлениях. Температурны синтеза были порядка первых сотен градусов Цельсия, а давления-порядка 100 атм или ниже. Эта работа в об щем показала, что в системах глинозем-кремнезем без щелочей и щелочных земель с отношениями кремнезема к глинозему, лежащими в пределах составов глинистих минералов, образуется каолинит. При добавке к таким системам калия образуется иллит, при добавке небольших количеств магния-монтмориллонит, а при болем високих концентрациях магния-хлорит. В присутствии натрия возникают цеолиты. Кальций, по-видимому, слабо влияет на направление синтеза, хотя, возможно, он благоприятствует развитию структуры монтмориллонитового типа.

Энен и Робише показали, что глинистые минералы могут бать синтезированы при обычных температурах и давлении, если окислы смешивать вместе очень медленно и при большом разбавлении.

Гидротермальное образование

Уже давно было установлено, что аргиллизация, вызванная гидротермальным воздействием, часто наблюдается в виде ореолов вокруг рудных месторождений. Глинистые продукты изменения также ассоциируют с горячими источниками и гейзерами. Масштабы ореолов изменения могут варьировать от нескольких до 100 футов и более. В таких ореолах измененных пород встречены все глинистые минералы, за исключением аттапульгит -сепиолита. Часто устанавливается зональное расположение глинистых минералов вокруг источника изменения, причем слюда и каолинит располагаются ближе к этому источнику, а хлорит и монтмориллонит - дальше.

Явления каолинизации происходят в условиях низкотемпературных гидротермальных процессов при воздействии очевидно кислых вод, содержащих в основном CO2, на алюмосиликаты и силикаты алюминия, не содержащие щелочей. Этот процесс, по существу, приводит к образованию псевдоморфоз каолинита по тем или иным минералам с сохранением их внешних форм или очертаний. Таковы, например, псевдоморфозы каолинита по полевым шпатам, мусковиту, топазу, лейциту и др. Более богатый кремнеземом аноксит образуется в виде псевдоморфоз по биотиту, пироксенам, роговым обманкам и др.

Выветривание и почвы

Глинистые минералы образовались в результате почвообразующих процессов, или эти процессы оказали существенное влияние на изменение характера глинистых минералов. Характер глинистых минералов, встречающихся в данной почве, зависит от природы материнского материала, а также от климата, топографии, растительности и времени, в течение которого продолжалось воздействие этих факторов. Характер исходного материала имеет относительно большое значение на ранних стадиях выветривания, чем там, где выветривание продолжалось в течение долгого периода времени.

Там, где климат и топография таковы, что преобладающим движением воды является просачивание вниз через зону изменения, происходит выщелачивание щелочей и щелочных земель, присутствовавших в исходном материале.

В условиях ранних стадий выщелачивания продуктом выветривания являются несколько деградированные иллиты и хлориты и набухающие глинистые минералы, а позднее развиваются каолинит и конечные окислы и гидроокислы по мере того, как выщелачивание становится более полным.

В засушливых районах, где вода не просачивается вниз, выщелачивания не происходит; щелочи и щелочные земли остаются близ поверхности, и развиваются почвы черноземного типа, содержащие иллитовые, хлоритовые и монтмориллонитовые глинистые минералы. В чрезвычайно засушливых условиях пустынь, где концентрация магния особенно высока, отмечается образование аттапульгита; считают, что этот минерал образуется именно в таких условиях.

В результате процессов выветривания, особенно там, где происходят значительные вертикальные движения влаги, образуются последовательные горизонты в пределах зоны изменения. Эти горизонты часто имеют резкие границы с соседними горизонтами. Такие горизонты различаются степенью разложения коренного материала, составом и относительным развитием вторичных минералов, различным размером частиц, содержанием органического материала, а также содержанием щелочей и щелочных земель.

Глинистые образования вулканического происхождения (бентониты)

Излившиеся вулканические породы зачастую содержат значительное количество стекла, в большей степени, чем кристаллические силикаты, подверженного гидротермальным изменениям, в результате чего возникают залежи глинистых пород.

Преобразование вулканических стекол в глинистые породы может происходить тремя совершенно различными путями:

А) под гидротермальным воздействием вулканических фумарол;

Б) путем преобразования вулканических пеплов и туфов в водной среде седиментационных бассейнов;

В) путем воздействия на вулканические пеплы и туфы метеорных вод в субаэральных условиях.

Термин «бентонит» предложен Найтом для меловых коллоидных глин, образующих месторождение Форт-Бентон (Вайоминг, США). Если эту глину поместить в воду, она разбухает, увеличиваясь в объеме в несколько раз, и дает тиксотропные гели с водой даже при относительно небольшом содержании глины. Позднее было доказано, что эти глины имеют существенно монтмориллонитовый состав и являются продуктом изменения вулканических пеплов. Сегодня под бентонитами понимается любая коллоидальная глина с выраженной адсорбирующей способностью.

Теперь известно, что изменение вулканического пепла на месте его выпадения обычно приводит к образованию глин, которые состоят из монтмориллонита. В некоторых случаях в них также могут присутствовать иллит или каолинит. Известно, что изменение некоторых вулканических пеплов может привести к образованию глин, сложенных галлуазитом и аллофаном, что в основном зависит от состава вулканического пепла. Эти минералы образуются в том случае, когда исходный вулканический пепел имеет исключительно низкое содержание щелочей и щелочных земель.

Современные осадки

Преобладающими глинистыми минералами в современных осадках морей, по-видимому, являются иллит и хлорит. В некоторых районах, таких, как Мексиканский залив, в качестве важного компонента современных осадков также присутствует монтмориллонит. Обычно присутствует, кроме того, каолинит, но часто в очень малых количествах.

Современные осадки, образующиеся вне морских водоемов, могут иметь любой состав глинистых минералов. Однако в сильно засоленных бассейнах, расположенных в пустынных районах, развивается иллит, хлорит или аттапульгит в зависимости от природы присутствующих в воде этих бассейнов катионов. Например, в присутствии магния в зависимости то его концентрации будет образовываться аттапульгит или хлорит, причем последний минерал развивается при более высокой концентрации магния.

Морские отложения

Влияние морских условий на отложение ила заметно уже у берега, на континентальном шельфе и более глубоких океанических бассейнах. Распределение илов неравномерное и контролируется рельефом дна, морскими течениями и размещением источника глинистых материалов. В дальних устьях крупных дельт таких рек, как Миссисипи и Ориноко, глины отложенные в мелких морских водах, почти не отличаются по литологии от глин, отложенных в тех участках, где не сказывается влияние дельты.

В мелководных шельфовых участках накопления ила и алеврита скорость осаждения может быть настолько малой, что осадки могут быть существенно переработаны колониями разнообразных видов морских организмов. В результате образуются сложные пятнистые или биотурбационные текстуры.

Голубые или грифельно-серые терригенные илы широко распространены в современных морях и океанах. Зеленые илы, подобные илам бассейнов дальнего побережья Калифорнии, распространены гораздо шире, чем первоначально предполагалось. Их зеленая окраска обусловлена присутствием зеленого иллита и монтмориллонита; хлорита и мелкозернистого глауконита в них немного. Для зеленых морских илов характерно высокое (около 7%) содержание органического вещества.

Морские глинистые осадки, образовавшиеся при размыве латеритных участков суши, обычно содержат много красных окислов железа.

В некоторых участках современных морей, там, где в придонных водах существует большой недостаток кислорода, отлагаются черные илы, содержащие много сохраняющегося органического вещества и углекислоты наряду с переменными количествами сероводорода. Черные илы могут быть отложены почти на любой глубине - как в самых мелких лужах, так и в таких глубоких впадинах, как Черное море и глубокие норвежские фиорды, при условии, что придонные воды загрязнены и застойные.

В отличие от других глинистых сланцев черные сланцы обычно содержат повышенные концентрации таких второстепенных элементов, как уран, мышьяк, медь, молибден, свинец, ванадий и цинк. Также концентрируются сингенетические сульфиды металлов, иногда в промышленных количествах.

Среди всех абиссальных отложений наиболее широко распространены и наиболее характерны отложения, называемые бурыми красными глинами. Они образуются отчасти при разрушении пород и минералов на месте, но в основном за счет тонкого терригенного детритуса, перенесенного с шельфовых участков и переотложенного глубинными морскими течениями.

Они встречаются во всех самых глубоких частях океанов, где глубина вод превышает 4,5км. Бурые глины различны по составу и последний варьирует в зависимости от источника поступающего материала.

Морские мергели и глинистые известняки. Морские мергели, глинистые известняки и известковистые глинистые сланцы часто представляют собой загрязненные известковистые органогенные отложения, близкие к мелоподобным мергелям мелового возраста юго-восточной Англии, которые своей известковистостью обязаны обилию пластинок и фрагментов кокколитов.

Пресноводные и континентальные отложения

Глины ледниковых озер. Глины ледниковых озер сложены в основном продуктами физического разрушения материнских пород, раздробленными до размера тонкого порошка или горной муки

Глинистые осадки, отложенные из суспензии в холодных водах ледниковых озер, обычно характеризуются хорошо выраженной тонкой слоистостью, это ленточные глины (варвы). Считают, что каждый двойной слой или каждая лента в этих отложениях представляет собой осадок, отлагающийся в течение одного года; это предположение основано на данных о скорости осадконакопления в ледниковых озерах. Осадочный материал вносится в озеро только в теплое время года, когда лед тает. При этом крупные зерна оседают быстро, а тонкий материал очень медленно; это происходит отчасти потому, что в чистых ледниковых водах флоккуляция отсутствует, а отчасти потому, что вязкость воды близ точки ее замерзания значительно возрастает. Таким образом, крупнозернистые (обычно алевритовые) осадки летнего слойка кверху постепенно сменяются очень тонкозернистым зимним слойком, который резко сменяется крупнозернистым материалом следующего летнего слойка.

Озерные глины и илы. Озерные глины и илы обычно содержат много глинистых минералов наряду с органическим веществом. Илы, отложенные в краевых частях озер, очень богаты углистыми остатками, тогда как в глубоких центральных частях озер значительную долю осадков могут составлять остатки планктонных водорослей. Илы некоторых озер высококремнеземистые из-за обилия в них остатков диатомовых водорослей.

Тонкая слоистость характерна для отложений спокойных глубоких участков озер. Слойки часто представляют годовую или сезонную порцию осадка, однако они могут образоваться при быстром отложении осадка из небольших турбидитовых потоков.

Большинство глин, вероятно, состоит из смеси глинистых минералов, однако известны каолинитовые глины, таковы, в частности боллклеи (комовые глины) в юго-западной части Англии.

В каменноугольных слоях графства Эр в Шотландии были описаны озерные бокситовые глины (т.е. содержащие значительные количества гидроокислов алюминия); эти глины, вероятно, образовались в результате размыва бокситов, образовавшихся на латеритизированных базальтах. Гидроокислы алюминия редко встречаются в переотложенных глинах; подавляющее большинство бокситовых глин относится к остаточным образованиям.

Тонштейны. Тонштейны представляют собой светло-бурые богатые каолинитом плотные породы, ассоциирующиеся с угленосными толщами. Пласты этих глин имеют мощность в среднем 5см (максимум до 2м) и обычно залегают непосредственно на угольном пласте или тонко переслаиваются с углями. Многие пласты глин прослеживаются на больших площадях и служат маркирующими горизонтами. В шлифах видно, что каолинит представлен крупными червеобразными кристаллическими агрегатами или криптокристаллической основной массой. Присутствуют также иллитовые и смешанные каолинит-иллитовые зерна наряду с редкими вкрапленниками других обломочных материалов.

Тонштейны следует отличать в генетическом отношении от обломочных глинистых пород, которые также ассоциируются с угленосными толщами и содержат 50-90% каолинита, большая часть которого имеет аутигенное происхождение. Отличить эти породы можно по брекчиевым текстурам течения, которые, как полагают, возникают в результате постседиментационного уплотнения.

Пресноводные мергели и мергелистые известняки. Пресноводные мергели и мергелистые известняки – это отложения, промежуточные по составу между глинами и известняками, охватывающие ряд горных пород между известковистыми глинами и глинистыми известняками. Количество известковистого вещества, смешанного с глинистыми и алевритовыми частицами, составляет 40-60%. Степень литификации этих пород различна и не обязательно зависит от возраста, так что граница между мергелистым известняком и мергелем весьма субъективна. Многие из красноцветных отложений пермо-триаса в северном полушарии являются настолько мягкими и легко выветривающимися, что к ним больше подходит название «мергели». Эти пласты обычно массивные и линзовидные. Они, видимо, быстро отложились в мелких озерах, возможно при воздействии ветра. В противоположность этим породам большая часть эоценовых озерных отложений формации Грин-Ривер представлена твердыми породами, которым больше соответствует название «мергелистые известняки».

Лессы. Чисто обломочные тонкозернистые эоловые осадки известны под названием лессы. Они очень широко развиты в Китае, Северной Америке и на севере Европы. Лессы резко отличаются от большинства илов и глин, отложенных в водной среде, по составу они сложены обломками породообразующих минералов, а глинистые минералы присутствуют только в подчиненных количествах или их вообще нет. Частицы в лессах имеют резко угловатые формы и, вероятно, представляют собой продукт механического дробления пород в месте их залегания под воздействием льда или прерывистых почвообразующих процессов. Большей частью эти образования в обширных плейстоценовых отложениях северного полушария очень сходны с тонкозернистыми ледниковыми осадками и, по-видимому, представляют собой зандровые отложения ледников и ледниковых покровов. С другой стороны, можно думать, что самые тонкие обломки образовались при ветровой абразии в пустынях Центральной Азии и западной Америки, выдувались из пустынных районов и накапливались в районах, покрытых растительностью, особенно травянистой, в степях или прериях, с образованием лессоподобных отложений. Лессы Китая и Европы представляют собой тонкозернистые известковистые алевриты или глины без слоистости, однородные по структуре. Это довольно мягкие, крошащиеся в руках породы. Однако они очень устойчивы к размыву и часто образуют вертикальные стенки высотой в десятки метров. Это свойство лесса усиливается из-за многочисленных вертикально расположенных тонких каналов, выполненных карбонатом кальция; предполагается, что эти каналы оставлены корешками растений.

Глинистые минералы – индикаторы условий осадконакопления

Некоторые глинистые минералы (иллит и хлорит непригодны для этой цели) могут служить индикаторами осадконакопления. Присутствие монтмориллонита может свидетельствовать о переотложении гидротермальных продуктов, о выветривании в бассейне вулканических стекол. Монтмориллонит может являться остаточным продуктом при эволюции почв; поступать из кальциевых и гидроморфных почв. При осадконакоплении монтмориллонит возникает в щелочной среде. Глауконит характеризует морскую обстановку, а палыгорскиты – обстановку химического осадконакопления, независимо от солености бассейна.

В целом роль глинистых минералов при восстановлении условий осадкообразования сводится к следующему.

1.Обломочные глинистые минералы, принесенные в бассейн извне, не являются индикаторами условий осадконакопления.

2.Эти минералы позволяют оценить интенсивность эрозии и характер выветривания на прилегающем континенте. Иллит и хлорит свидетельствуют о преимущественном развитии процессов физического выветривания, хлорит чрезвычайно чуствителен к воздействию выветривания. Иллит, смешаннослойные образования и вермикулит говорят о развитии умеренного химического выветривания. Монтмориллонит почвенного происхождения свидетельствует о наличии плохо дренируемых почв, в которых господствовали щелочные условия. Каолинит почвенного происхождения указывает на интенсивное химическое выветривание.

3. Новообразованные глинистые минералы (глауконит, палыгорскиты, шамозиты и иногда тальк) свидетельствуют о химическом осадконакоплении.

4.Более того, новообразованные глинистые минералы позволяют восстановить господствовавшие на континенте климатические условия. Лучший пример тому – палыгорскит, возникающий при интенсивном гидролизе минералов на континенте.

5.Трансформированные глинистые минералы позволяют реконструировать условия, господствовавшие на континенте (деградированные минералы), и условия седиментации (аградированные минералы).

В целом данные по глинистым минералам следует с большой осторожностью использовать при выяснении условий осадконакопления. Но если глинистые минералы имеют обломочное происхождение, они столь же мало говорят об условиях седиментации, как и обломочный кварц.

Метаморфизм глинистых пород

Глины являются основным типом силикатных пород, возникающим в поверхностных условиях. Если при выветривании происходит разрушение и преобразование силикатных пород, то при метаморфизме развивается их регенерация.

Постседиментационная эволюция каолинита и монтмориллонита.

На стадии эпигенеза, до начала метаморфизма, каолинит преобразуется в иллит и серицит. Об этом свидетельствует широкая серицитизация каолинитов под влиянием минерализованных растворов и отсутствие каолинита в сланцах, стоящих на пороге метаморфизма.

При процессах регионального метаморфизма в условиях высоких температур глины переходят в плотные глинистые сланцы (аргиллиты и филлиты). Выше 3000 каолинит полностью разрушается, превращаясь при наличии щелочей в серицит, слюды, полевые шпаты, а отсутствие их – в силикаты алюминия: андалузит, силлиманит, дистен и другие минералы, слагающие кристаллические сланцы.

Эволюция богатых каолинитом и бедных калием осадочных пород должна привести к возникновению пирофиллита.

В еще большей степени на стадии эпигенеза изменяется монтмориллонит. Он также исчезает до начала метаморфизма. Хотя эволюция монтмориллонита и не была еще прослежена шаг за шагом, однако имеются основания полагать, что глиноземистые монтмориллониты под влиянием минерализованных растворов преобразуются в иллит и серицит. Под влиянием магнезиальных растворов монтмориллонит может замещаться хлоритом. Хлорит может развиваться и по триоктаэдрическому монтмориллониту.

Таким образом, каолинит и монтмориллонит преобразуются на стадии эпигенеза, задолго до начала метаморфизма.

Иллит и хлорит. Эти минералы систематически возникают на стадии эпигенеза. В сланцах (серицитовых, хлоритовых, блестящих, зеленых и т.д.) основными породообразующими минералами являются серицит и хлорит. Наблюдается значительная эволюция от глинистых сланцев, сложенных чешуйками глинистых минералов размером в микроны или десятки микронов, к метаморфическим сланцам эпизоны со слюдистыми чешуйками размером в миллиметры или десятки миллиметров.

Иллиты и хлориты осадочных отложений характеризуются многочисленными изоморфными замещениями и по сравнению с крупнокристаллическими слоистыми силикатами, возникшими при метаморфизме, содержат весьма обильные чуждые примеси. По мере возрастания давления и температуры и развития метаморфических процессов структура глинистых минералов, стремясь достигнуть минимума внутренней энергии, становится все более совершенной. Железо и частично магний удаляются из иллита и входят в решетку хлоритов.И обратно, из решетки хлорита удаляются чуждые ионы, в частности алюминий, которые поступают в растущие слюдистые минералы. Перераспределение элементов сопровождается ростом кристаллов слоистых силикатов. Именно обильные замещения обусловливают небольшой размер частиц слоистых силикатов, а по мере того как в процессе метаморфизма происходит «очищение» структуры размеры кристаллов растут.

Небходимо помнить, что при эволюции глин в глинистые сланцы не наблюдается прямого перехода слоистых силикатов глин в крупночешуйчатые слоистые силикаты сланцев. Здесь имеют место сортировка, перемещение, обмен элементами между слоистыми силикатами и возникают более совершенные, а потому более крупные кристаллы. В конечном итоге формируется сланец, сложенный глиноземистым, кремнеземистым и магнезиальным серицитом и хлоритом. Содержание различных минералов определяется первичным составом глины.

Слюды слюдистых сланцев По мере возрастания степени метаморфизма сланцы низких ступеней метаморфизма постепенно переходят в двуслюдяные сланцы, состоящие из мусковита и биотита. Эволюция серицита развивается путем удаления чуждых ионов, в частности ионов магния, и путем упорядочения решетки, теряющей воду и обогащающейся калием. Одновременно происходит преобразование хлорита в биотит. При этом магний покидает межслоевые прокладки хлорита и наряду с железом занимает октаэдрические позиции, а калий обеспечивает межслоевые связи. Перераспределение элементов в ассоциации белая – темная слюда, устойчивой в зоне слюдистых сланцев, происходит в ином порядке, чем при выветривании. Нужно отметить, что когда в эпизону попадает значительное количество натрия, он выделяется из решетки слоистых силикатов и возникает альбит – минерал, достаточно характерный для многих слюдистых сланцев. Этот минерал формируется значительно чаще, чем парагонит.

На стадии метаморфизма натрий и кальций обычно входят в решетку известково-натриевых полевых шпатов. В серии филлитов рано или поздно возникают калиевые полевые шпаты. Они развиваются прежде всего по мусковиту и при этом алюминий переходит в четверную координацию. В отличие от богатого глиноземом мусковита, биотит не может замещаться полевыми шпатами, поскольку в их решетке нет места магнию и железу. Таким образом, судьба биотита и мусковита в мезозоне существенно различна. Поэтому силикатные породы мезозоны в отличие от сланцев и слюдистых сланцев включают не только слоистые силикаты, но и обильные полевые шпаты, а единственным свидетелем былого состава породы является биотит В катазоне биотит, в свою очередь, замещается полевыми шпатами и дает начало ортоклазам и лишенным глинозема магнезиально – железистым минералам, например ромбическим пироксенам.

На высоких ступенях метаморфизма, например в гранулитовых фациях, господствовавшие в гидросфере слоистые силикаты полностью исчезают. Алюминий входит в решетку полевых шпатов, а магний и частично железо – в решетку пироксенов. Титан и железо, постепенно переходившие на стадиях эпигенеза и начального метаморфизма в силикатную форму, вновь высвобождаются в идее ильменита, характерного для гранулитовых фаций.

Месторождения

Большое количество месторождений каолина распространено на территории Украины, в зонах выветривания выходов массивно– кристаллических пород Южно-Русского щита. Главнейшими из них являются: Глуховецкое, Турбовское и Райковское(Винницкая область), Просянское (Днепропетровская область) и др. На Урале большое количество первичных и вторичных месторождений, преимущественно огнеупорных каолинов распространено в Свердловской и Челябинской областях. В Крыму, в районах от Карасубазара до Севастополя установлены глины серовато-зеленого цвета, состоящие из коллоидального монтмориллонита, которые хорошо адсорбируют едкие щелочи и полностью поглощают углекислые щелочи из слабых водных растворов и поэтому широко применяются в мыловаренной промышленности.

Заключение.

Из большого числа разновидностей известны пород только некоторые являются наиболее распространенными. Три главных типа – песчаники, глинистые сланцы и известняки – составляют 95% и более всех пород. А среди этих главных типов глины составляют 70-83%.

Глины считаются «малым полезным ископаемым»; по традиции многие думают, что глины относительно дешевы. В действительности это не так. Если учесть общую стоимость всех добываемых глин, окажется, что она весьма велика – выше стоимости большинства других полезных ископаемых.

Глины используются в нефтяной промышленности для очистки продуктов дробной перегонки нефтей от посторонних взвешенных примесей; в текстильной- при отделке суконных материалов; в резиновом производстве - в качестве активного наполнителя; в мыловаренной и косметической промышленности; применяются для очистки воды и пищевых продуктов; в фармацевтической промышленности.

Главнейшим и старейшим потребителем является керамическая промышленность. Каолин применяется в тонкой керамике при производстве фарфора и фаянса; в бумажной промышленности в качестве наполнителя.

Практичное использование глин велико и важно для многих областей деятельности человека.

Список литературы

1. Ж. МИЛО «ГЕОЛОГИЯ ГЛИН» ЛЕНИНГРАД. 1968г.

2. Ф.ДЖ. ПЕТТИДЖОН «ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ». МОСКВА 1981г.

3. ДЖ. ГРИНСМИТ «ПЕТРОЛОГИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД». МОСКВА «МИР» 1981г.

4. Р.Э.ГРИМ «МИНЕРАЛОГИЯ И ПРАКТИЧЕСКОЕ ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ГЛИН». МОСКВА «МИР» 1967г.

5. А.Г. БЕТЕХТИН «МИНЕРАЛОГИЯ» МОСКВА 1950г.

6. ГОРНАЯ ЭНЦИКЛОПЕДИЯ. МОСКВА «СОВЕТСКАЯ ЭНЦИКЛОПЕДИЯ» 1986г.