СКЛАД І ВЛАСТИВОСТІ ПЕРВИННИХ СИЛІКАТІВ

Природні силікати (від лат. Silex - кремінь) - це хімічні сполуки з комплексним кремнекислородним радикалом і переважаючими ковалентними зв'язками. Силікати - найбільш поширені мінерали, які складають більше 75% земної кори (разом з кварцом близько 87%) і більше 95% вивержених гірських порід. Загальна кількість мінеральних видів силікатів близько 800. Силікати і алюмосилікати є породообразующими мінералами і з них складена основна маса гірських порід: польові шпати, кварц, слюди, рогові обманки, піроксени, олівін і ін. Найпоширенішими є мінерали групи польових шпатів і кварц, на частку якого припадає близько 12% від всіх мінералів.

Походження силікатів ендогенне, головним чином магматическое (піроксени, польові шпати). Вони також характерні для пегматитів (слюди, турмалін, берил і ін.) І скарнів (гранати, волластонит) і широко поширені в метаморфічних породах - сланцях і гнейсах (гранати, дистен, хлорит). Силікати екзогенного походження являють собою продукти вивітрювання або зміни первинних (ендогенних) мінералів (каолініт, глауконіт, хризоколла). Силікати - важливі неметалеві корисні копалини (азбест, тальк, слюди, каолін, керамічне і вогнетривке сировину, будівельні матеріали), вони також є рудами на берилій, літій, цезій, цирконій, нікель, цинк і рідкісні землі. Крім того, вони широко відомі як дорогоцінні і виробні камені (смарагд, аквамарин, топаз, нефрит, родоніт і ін.).

В основі структурної будови всіх силікатів лежить тісний зв'язок кисню і кремнію; цей зв'язок виходить з відносини радіусів іонів Si (0,39 А) і О (1,32 А). Кожен атом кремнію оточений розташованими навколо нього Тетраедрично атомами кисню. Таким чином, в основі всіх силікатів знаходяться кисневі тетраедри або групи [Si0 4 ] j, які по-різному поєднуються один з одним. Важливою особливістю силікатів є здатність до взаємного поєднання (полімеризації) двох або декількох кремнекислородних тетраедрів і загальний атом кисню. Характер цього поєднання враховується при класифікації силікатів, крім того, враховується хімічний склад радикалів і склад катіонів, наявність і характер в складі силікатів води або гідроксильних груп і додаткових аніонних груп. У випадках, коли в структурі силікатів інші тетраедричних радикали відіграють однакову роль з тетраедрами [SiO-i] 4 , виділяють алюмосилікати, титано-і цірконосілікати.

На відміну від природних силікатів основна частина штучних силікатів в грунтах знаходиться в аморфному стані. З цієї причини більшість з них не стабільно і з плином часу кристалізується або володіє терпкими властивостями при гідролізі, що використовується в технічній меліорації порід [50].

За характером поєднання кремнекислородних тетраедрів виділяється п'ять підкласів силікатів: острівні, кільцеві, ланцюгові, каркасні і шаруваті (рис. 2.2).

Острівні силікати це силікати з ізольованими тетраедрами [SiOj] 4 "і ізольованими групами тетраедрів: орто- і діортосілікати. Ортосілікати - це силікати з ізольованими кремнекислородних тетраедрами (рис. 2.2, а) і острівні силікати з додатковими аніонами Про 2 , ОН 1 , F 1 і ін. Їх радикал [SiOj] 4 , так як кожен з чотирьох атомів кисню має одну валентність. Між собою тетраедри безпосередньо не пов'язані, зв'язок відбувається через катіони. Діортосілікати - силікати з парними тетраедрами, які відрізняються як окремі парами крем некіслородних тетраедрів [Si207] 6 ', один з атомів кисню у них загальний (рис. 2.2, б), інші пов'язані з катіонами. До ортосілікатам відносяться мінерали групи олівіну, циркону,

гранатів, фенакіту і ін. (без води і додаткових аніонів); групи топазу, андалузиту, титаніту і ін. (з додатковими аніонами F ", 0" ~, ОН "); до діортосілікатам - групи бертрандитом. ільваіта і ін., до ортодіортосілікатам - групи везувіану, епідоту і ін. [87].

Кільцеві силікати мають тип структури, в якій групи не ізольовані, а з'єднуються загальними іонами кисню в кільця. Характеризуються відокремленням трьох, чотирьох або шести груп кремнекислородних тетраедрів, що утворюють крім простих кілець (рис. 2.2, в, г) також і "двоповерхові". До простих груп відносяться: група волластонита [Si ^ O ^] 6 , група тарамелліта [SiaOi2] до , групи берилу, кордиерита [Si ^ Oi ^] 1 і група мьюкріта [SiiO ^] • До подвійним відносяться група еканіта [SigCbo] 1 "і група міларіта [Si ^ O"] 1 .

Цепочечние силікати представлені безперервними ланцюжками кремнекислородних тетраедрів, з'єднаних вершинами типу [SiO.i] 2 (рис. 2.2, б, с) або здвоєними ланцюжками-стрічками типу [SijOn] 6 (рис. 2.2,, ж). До них належать породообразующие мінерали групи піроксенів, амфібол і ін.

Схеми розташування кремнію і кисню в силікату

Мал. 2.2. Схеми розташування кремнію і кисню в силікату: а - острівні силікати з ізольованими кремнекислородних тетраедрами: б - острівні силікати з парними кремнекислородних тетраедрами; в. г-силікати кільцевої структури (кільцеві силікати); д. е - силікати з безперервними ланцюжками з кремнекислородних тетраедрів (ланцюгові силікати); ж силікати з безперервними відокремленими поясами з кремнекислородних тетраедрів (ланцюгові силікати); з - силікати з безперервними шарами кремнекислородних тетраедрів (шаруваті силікати); і - каркас з кремнекислородних тетраедрів (каркасні силікати) (87]

Піроксени формуються з магматичного розплаву основного складу і мають простий хімічний склад. Кристалізуються в моноклінної (клинопироксен), рідше ромбічної (ортопіроксен) сингонії. Серед них розрізняють лужноземельні (диопсид, геденбергіт, авгит) і лужні різниці (егіриніт, жадеїт, сподумен). Піроксени є головними породообразующими мінералами основних і ультраосновних, почасти лужних вивержених, рідше метаморфічних і контактово-метасоматичні гірських порід. Вони поширені в породах габбровой групи і базальтах; загальна частка їх у земній корі досягає 6-8% по масі.

Амфіболи , на відміну від пироксенов, зазвичай збагачені алюмінієм, мають більш складний склад і в основі своєї структури містять амфіболові стрічки. Розрізняють моноклінні і більш рідкісні ромбические амфіболи. Серед амфиболов найбільш поширені тремоліт, актіноліт і рогова обманка - це зелені, бурі, чорні голчасті і волокнисті кристали. Їх твердість 5 ... 6,5; щільність 2,8 ... 3,6 г / см 3 . Амфіболи також входять до складу багатьох магматичних (від кислих до основних) і метаморфічних порід, їх загальна кількість в земній корі досягає 10% (по масі).

Шаруваті силікати - це силікати з безперервними шарами кремнекислородних тетраедрів (рис. 2.2, з ), відокремлених один від одного і пов'язаних катіонами. Представники групи. тальк, зміїний, хризотил-азбест, пали горе кит, слюди (мусковіт, флогопит, біотит), гідрослюд (вермикуліт, глауконіт), хлорити (пенніт, клінохлор і ін), мінерали глин.

До цього підкласу відносяться слюди груп: мусковита, буттям, вермикуліту, тальку і пірофілліта, до тітаносілікатам - астрофіліт, до ураносілікатам - Склодовської та ін. В справжніх слюдах (на відміну від дисперсних гідратованих слюд, що відносяться до глинистих мінералів) все міжшарові позиції зайняті катіонами . За хімічним складом вони поділяються на діоктаедрічеськие і тріоктаедрічеськие. Залежно від особливостей діоктаедріческій слюд виділяються дві групи: малозалізистого слюд, що утворюють ізоморфний ряд від мусковита до лейкофілліта; залізистих слюд - ряд селадоніта. Серед тріоктаедрічеськие породообразующими є біотит і флогопит.

Каркасні силікати - силікати з безперервними тривимірними каркасами (рис. 2.2, і). В цьому випадку всі атоми кисню загальні, такий каркас нейтральний, радикал [SiO:] 0 . Саме такий каркас відповідає структурі кварцу, на цій підставі його відносять не до окислам, а до силікатів. Різноманітність каркасних силікатів пояснюється тим, що в них присутні аллюмокіслородние тетраєдри. Заміна четирехвалентного кремнію на тривалентний алюміній викликає поява однієї вільної валентності, що тягне за собою входження інших катіонів (наприклад, калію і натрію). Зазвичай ставлення алюмінію до кремнію дорівнює 1: 3 або 1: 1.

По складу тетраедричних радикалів розрізняються прості силікати з кремнекислородним радикалом і складні, в яких разом з кремнекислородним радикалом присутні тетраедричних групи алюмінію (алюмосилікати), берилію (беріллосілікати), бору (боросилікат), титану (тітаносілікати), цирконію, урану і ін. [87 ].

До групи кварцу відноситься ряд кристалічних і аморфних модифікацій кремнезему, що утворюються при різних термодинамічних умовах і є найпоширенішою групою породоутворюючих мінералів. При високих температурах (1715 ... 1470 ° С) кристалізується кристобалит, що має кубічноїсингонії; при більш низькій температурі (1470 ... 870 ° С) утворюється тридимит, що має гексагональну сингонії; потім кристалізується високотемпературний (при 870 ... 573 ° С) і низькотемпературний (при 573 ... 100 ° С) кварц, відповідно з гексагональної і тригональной сингонії. Відмінності в структурах обумовлюють різну щільність кристалічних модифікацій кремнезему: вона найменша у крістобапіта (2,20 г / см 3 ), вище у трідіміта (2,26 ... 2,27 г / см 3 ) і найбільша у кварцу (2,52 ... 2,65 г / см 3 ) [50].

2.1.1.2.1. Склад, будова і властивості глинистих мінералів

Глинисті мінерали - це гідратованих шаруваті і шарувато-стрічкові силікати, що утворюються переважно в процесі хімічного вивітрювання або гідролізу гірських порід, а також гідротермальних шляхом; відрізняються від інших шаруватих силікатів високою дисперсністю (розмір частинок менше 1 мкм) і гидрофильностью, що обумовлює їх специфічні фізико-хімічні властивості - сорбцію і іонний обмін [50].

Глини - найпоширеніші породообразующие мінерали верхньої частини земної кори, як на суші, так і в Оксану (рис. 2.3), де їх зміст за різними оцінками становить до 40 ... 50% від загального складу порід. Різноманітність глинистих мінералів обумовлює широкий спектр зміни їх властивостей, тому в грунтознавство приділяється велика увага їх вивчення.

Поширення глинистих мінералів в океанах

Мал. 2.3. Поширення глинистих мінералів в океанах

Завдяки наявності тонкодисперсних частинок з великою сумарною площею поверхні і зі значною фізико-хімічну активність найбільш характерними ознаками глинистих ґрунтів є пластичність і зв'язність. Різниця між незв'язними сипучими грунтами і глинистими полягає в тому, що міцність перших визначається внутрішнім зором, що залежать від нормального тиску, а в глинистих ґрунтах, крім того, зчепленням, викликаним межчастичного молекулярними силами тяжіння, тому глинисті грунти називають зв'язковими грунтами. Зв'язні грунти володіють опором розтягування, що визначаються, головним чином, їх мінеральним складом і вологістю.

В основі кристалічної структури глинистих мінералів лежать два базових структурних елемента: кремнекіслородние тетраєдри (SiO ^) 4 (рис. 2.4) і октаедри , що складаються з атомів кисню або гідроксильних груп, всередині яких в октаедричної координації розташовуються атоми алюмінію, магнію або заліза (рис. 2.5).

Тетраедр (рис. 2.4) являє собою квадрат на, що має 4 вершини, в яких знаходяться іони кисню, в центрі - іони кремнію, які в деяких мінералах ізоморфно заміщуються алюмінієм або іншими іонами. Грані тетраедра за своєю формою близькі до рівностороннім трикутниками. З'єднуючись в просторі через загальні вершини, в яких знаходиться кисень, тетраедри утворюють двовимірну гексагональну тетраедричних сітку, оскільки порожнечі її мають досить правильну форму шестикутників - Гексагон (рис. 2.4).

Другим базовим елементом, який входить в кристалічні решітки глинистих мінералів, є октаедр - восьмигранник, що має 6 вершин. Грані октаедрів мають форму рівностороннього трикутника, в вершинах яких знаходяться гідроксильні групи і (або) іони кисню, в центрі - різні катіони (рис. 2.5). Октаедри, з'єднуючись в просторі через 2 загальні вершини, т. Е. Через загальні ребра, також дають двовимірну структуру - гексагональну октаедричні сітку. Октаедричні шари є другим великим блоком, що входять в структуру більшості глинистих мінералів.

У октаедричних шарах катіонами можуть бути заселені або всі центри октаедрів, або тільки 2/3 з них, на відміну від інших шаруватих силікатів. Число населених октаедрів на одну елементарну комірку визначає приналежність даного різновиду того чи іншого мінералу до тріоктаедрічеськие або діоктаедріческій структурі. При цьому в діоктаедріческій структурах октаедричному катіонами є, як правило, катіони тривалентних металів (Al 3 Fe 3+ ), а в тріоктаедрічеськие - катіони двовалентних металів Fe : Mg ', Сі 2 ', Zn 2f . Залежно від складу катіонів октаедричні слон поділяють:

  • • на шари, заповнені різними катіонами;
  • • на гіббситових шари, в яких 2/3 катіонного простору заповнені катіонами тривалентних металів, найчастіше А1 3 ;
  • • на брусітовие шари, в яких все катіонна простір заповнений катіонами двовалентних металів, в основному Mg "(рис. 2.6).

У реальних структурах часто спостерігаються відхилення від ідеалізованих моделей тетраедрів і октаедрів, які проявляються в тому, що межі тетраедрів і октаедрів не завжди є рівносторонніми трикутниками, а порожнечі (як в тетраедричних, так і в октаедричної сітках) бувають деформовані і не мають форми правильних шестикутників . Кристалічні решітки багатьох глинистих мінералів несуть негативний заряд, що виникає за рахунок гетеровалентного ізоморфізму в тетраедрах і (або) октаедр. Заряд компенсується катіонами, що знаходяться в межпакетное позиціях.

Основні елементи тетраедричних сітки

Мал. 2.4. Основні елементи тетраедричних сітки: а кремнекислородних тетраедр: 6 шар тетраедрів: в шар тетраедрів, зображений схематично; г - вид сітки з гексагональними отворами в плані

Основні елементи октаедричної сітки

Мал. 2.5. Основні елементи октаедричної сітки: а - кремнекислородних октаедр; б - шар октаедрів; в - схематично зображений шар октаедрів;

г - вид октаедричної сітки в планe

Схематичне зображення тетраедричних і октаедричних шарів

Мал. 2.6. Схематичне зображення тетраедричних і октаедричних шарів

Різноманіття груп і різновидів глинистих мінералів обумовлено їх специфічною особливістю, пов'язаної з наявністю ізоморфних заміщень в тетраедричних або октаедричні шарах. Внаслідок ізоморфних гетеровалентності заміщень частини Si J або Af 'на іони з меншою валентністю (зазвичай на А1 u , Fe u , Fe 2 ', Mg ', Zn 2 ' та ін.) Елементарні структурні осередки набувають той чи інший негативний заряд, зосереджений в тетраедричних або октаедричні шарах і компенсується катіонами (обмінними або Необмінна) або молекулами води. Від величини цього заряду залежать характер і жорсткість зв'язку між шарами.

На рис. 2.7. приведена схема синтезу глинистих мінералів, починаючи з молекул, які об'єднуються в октаедри і тетраедри, що формують октаедричні і тетраедричних шари. Поєднання тетраедричного і октаедричного шару утворює двоповерхової елементарний шар типу 1: 1; суміщення двох тетраедричних і одного октаедричного - триповерховий шар типу 2: 1 і т. д. Прості шари, в свою чергу, об'єднуються за допомогою іонних і ковалентних зв'язків в більш складні шари - пакети, простору між пакетами називаються .межпакетнимі проміжками.

Схема синтезу глинистих мінералів

Мал. 2. 7. Схема синтезу глинистих мінералів

Структура глинистих мінералів формується за рахунок закономірного поєднання структурних пакетів того чи іншого типу. Структурні і фізико-хімічні властивості основних груп глинистих мінералів представлені в табл. 2.1. Таблиця 2.1

Структурні і фізико-хімічні властивості глинистих мінералів [50]

Триповерховий 2: 1

Двоповерховий 1: 1

Тип елементарних шарів

Слюдистих мінералів глин

смоктати

Каолін іта-Серпент н а

Група

Високодисперсних гідратованих слюд

Смешанослойних з переважанням розбухають пакетів

мономінеральних

смсктнтов

Серпентина

каолініту

підгрупа

Тріоктаед-

річескій

Діоктаедрі-

ний

Тріок-

таедрн-

Ческин

Дноктаед-

рнческій

Тріок-

таедрі-

ний

Діоктаедрн-

ний

Трноктаедрнче-

ський

Діоктаедрі-

ний

Мотив заповнення октаедричних позицій

Иллит, гідробіотіт

Al-Ілліт (серицит) і Ілліт (гідро слюда), глауконіт

розбухаючи

ющий

хлорит

Неупоря

доченние

ілліт-

монтмо-

ріллонітм

Стівенс,

сапоніт,

пімеліт

Монтморилоніт, бейделліт, нонтро- ніт і ін.

Лізард, анти горить, хризотил

Каолініт, дикий кіт, накрит. галлуазіт

мінерали,

характерні

представники

7Z

до

І

% Ь • £

ЬЬ

ц

if 1

І

&

Г ' я

я.

>>>

<* W 'ті

. & ". Г сл з l

,? > 3 s Те О - * - О>, про V

РЗ а- про

О 5 = х х-л

те

  • ? ?
  • •? * 2 2: 2:

£, £, 2 СЛ СЛ9?

> Г> *

I <> | про bLbi "L про

  • 0 ОІ
  • 3 з
  • 1 л: про про 6

2 2 + 2

І * и

■ про о С;

0>> ь *> ' "*

З а

> І> L

  • 1 f'l й
  • 1 11

X х 5. Про р |

2

оа

про

про

про

X

>

Is

Про

^ О Про 3

X

ХЗГ

Про

§

и

fi

S "Про

• 5 а

g l

• <

■ про

и

ІЛ

C / l

2 ... 10 10 ... 20 2 ... 25

> 50

> 50

> 90

> 90

І

немає

немає

Кількість розбухають мсжслосв. %

до "

vO

u *

8

  • 2.75 .. .2.84
  • 2.66 .. .2.75 2,8 ... 2,9

2.40 ... 2,60

2,25 ... 2,55

  • 2,02 ... 2.12
  • 2.26 .. .2.36
  • 2.28 .. .2,40

2,06 ... 2,20 2,12 ... 2,26 2,20 ... 2,38

до>

ГЧ)

  • 2,60
  • 2,30

Ідеальна щільність, г / см 5

ІЛ

про

<20

  • 20 .. .30, рідше> 30
  • 10 .. .22

р

O '

wi

про

ьо

ISl

V

00

про

V

чО

Vi

Про

про h * £ 8

Ємність катіонного обміну, мгекв / 100 г

Шарувато-стрічковий 2: 1

Багатоповерховий 1: 1 2: 1 2: 1: 1

чотириповерховий

2: 1: 1

Триповерховий 2: 1

Тип елементарних шарів

Сеііолнта-

палигорскіту

Смешанослойних

хлорита

вермикуліту

Г рупа

палигорскіту

З тенденцією до впорядкованого

дисперсних хлоріггов

дисперсного

підгрупа

чергуванню шарів ратного типу

вермикуліту

Тріокгаедрі-

Діоктаедрі-

Дітріокта-

Трноктаед-

Діоктаедрі-

Тріоктаед-

Діоктаед-

мотив заповнення

ний

ний

елріческнй

річескій

ний

річескій

річескій

позицій

Біотіт-

Ректорнт і ректорі-

Палигорскнт

вермикуліт

коррснснт.

топодобнис образова- ня, смсшанослойнис

судо

клінохлор

Mg-Fc-

Донбассігг

Вермикиев

лит

Діоктаедрі-

чсскій

Мінерали.

характерні

серпентін-

каолініт-

хлорит

вермикуліт

представники

Стівенс І, 1р.

монтмориллонит і ін.

2

2

>>

>

I

X

Ь

ж

про

X

про

про

До>

X

ред

ж

73

h)

73

'W

* W

з X X й

про Г>

р

про

3

й

hi

9%

Н. ^

5

>

І

1?

в "

53

І

про

g

ж

  • 0
  • 1
  • 5

> Vk

77,7-2? "

й. * Ь ©

* Ч "П т

про сл сл

9 "П" ■ "

© О 1

os ', - = 2 Р Р

'* З Про

- 5

>

1

Й

>

Про

про

X

f "s

v, (га г-Про

0 Е

* L§!

01 5 2

г (га

Г *

ь

про

>

' "П

про> ^

  • • S '
  • 0 7л 3 ж '

Про>

ь

£ _

Про

г?

Ідеальна структурна формула

  • 3
  • 3

ІЛ ІЛ і "- про про

ІЛ

Wi

про

X

3

з

3

и

и

А

про

Кількість розбухають мсжслосв. %

JO

до "

JO

W to KJ

до>

до "

JO

К)

про

р

У *

р про у,

Про

у "

про

ідеальна

до

у "К> ГЧ>

до>

сл

ts>

  • К)
  • O '
  • 0

щільність, г / см 3

Про

про

Ь! <*> 5

до>

V "

и

і>

про

у "

р

про

у "

Про

р

ємність катіонного

4/1

1/1

про

0

до>

СЛ

сл

обміну, мгекв / 100 г

___ fi__

Закінчення таблиці 2.1 Загальними принципами крісталлохимічеськой класифікації глинистих мінералів, що відносяться до підкласу шаруватих силікатів, є облік наступних показників: співвідношення числа тетраедричних і октаедричних сіток в структурному пакеті, характер заповнення октаедрів в октаедричному шарі, величина і положення заряду в кристалічній решітці.

Найважливішими з точки зору приуроченности основних породоутворюючих глинистих мінералів є групи каолініту-серпентину, смоктати, гідратованих слюд, вермикуліту, хлориту і смешанослойних мінералів сепіоліта-палигорскіту.

Група каолинита-серпентину. У групі каолинита-серпентину виділяються підгрупи каолинита і серпентину. Вперше структура каолинита (від кит. " Каолінг " - високий пагорб) була запропонована Л. Полингом в 1930 р Мінерали групи каолініту відносяться до двошаровий шаруватим силікатів і позначаються числовим індексом 1: 1. Ці два шари утворюють єдиний пакет товщиною 0,72 нм (або 7,2 А). Кристалічна решітка каолініту складається з двошарових пакетів, в яких на одну сітку октаедрів доводиться одна сітка кремнекислородних тетраедрів (рис. 2.8).

Тетраедрічеськая і октаедричні сітки з'єднуються один з одним через загальні вершини, в яких розташовані іони кисню, таким чином, що іони Si не перебувають безпосередньо над або під іонами А1, що дозволяє уникнути сил відштовхування між однойменно зарядженими полівалентними катіонами. Розміри кристалів каолініту в поперечнику варіюють від 0,1 до 10мкм, полікристалічні сростки з "доменів" і псевдодвойніков у каолинита можуть досягати 0,1 ... 0,5 мм. Шарувата структура каолинита надає глинам властивість пластичності.

У каолините водневі зв'язку між гідроксильними групами октаедричної сітки одною пакета і кисню тетраедричних сітки сусіднього пакету забезпечують настільки міцне взаємодія, що входження молекул води, катіонів або будь-яких інших компонентів в .межпакетние простору стає неможливим (рис. 2.9, а). Відстань межслойного простору при зволоженні майже не змінюється, тому мінерали цієї групи характеризуються слабким набуханием і водопроникність. Дослідження довели здатність кристалів каолініту розбухати при впровадженні в його межслоевое простір деяких органічних полярних рідин і освіті характерних оргамокаолінітових комплексів за рахунок посилення водневих зв'язків зі збільшенням межслоевой відстані до 10 ... 14 А [50].

Структура каолинита і його мікрофотографія

Мал. 2.8. Структура каолинита і його мікрофотографія

Ідентичним каолініту за складом шарів є галлуазіт. Обидва мінералу є діоктаедріческій, дві третини октаедричних позицій в них заселені А1, а одна третина залишається вакантною, причому заповнені AI октаедри і порожні октаедри утворюють суцільні ряди. У каолините і галлуазіт 75% гідроксильних груп октаедрів знаходиться на одній з базальних граней, а решта 25% займають позиції всередині кристалічної решітки. Гідроксильнігрупи беруть участь у формуванні водневих зв'язків між двошаровими пакетами.

Особливості структур мінералів

Мал. 2.9. Особливості структур мінералів: а - каолініту; б - монтмориллонита

Спочатку галлуазіт у вигляді плоских або пластинчастих кристаллитов і зростків наростає на мінерал-донор, і тільки потім пластинчасті частинки згинаються і шари ростуть по спірально-циліндричної поверхні, утворюючи звичайні трубчасті кристали (рис. 2.10) з зовнішнім діаметром 200 ... 350 нм.

Структура галлуазіта і його мікрофотографія

Мал. 2.10. Структура галлуазіта і його мікрофотографія

У галлуазіт водневі зв'язку між сусідніми пакетами слабкіше, вся структура в цілому менш досконала, ніж структура каолинита, тому цей мінерал здатний до межпакетное сорбції речовин і характеризується значно вищими значеннями ємності катіонного обміну та питомої поверхні, ніж каолинит. Простір між шарами досягає 10,1 А для гідратованих галлуазіта і 7,2 А для дегидратированного. Якщо навколишня температура зростає вище 50 ° С або вологість стає нижче 50%, гідратований галлуазіт втрачає міжшарового воду. Необхідно відзначити, що втрата вологи - процес незворотний і впливає на результати визначення меж пластичності. При його обводнюванні межслойного набухання не відбувається, але, як і каолініт, галлуазіт здатний до набухання при взаємодії з полярними органічними рідинами.

Мінерали підгрупи серпентину також відносяться до структурної увазі 1: 1. в кристалічних структурах яких вага октаедричні позиції заселені двовалентними катіонами (Mg 2 < , рідше Ке ~), що утворюють брусітовие шари, на відміну від каолініту, у якого октаедричні позиції зайняті тривалентним А1 3 ~, що створює гіббситових шари. До підгрупі серпентину відносяться пластинчасті і лістоватие Лізард і анти- горить , які є тріоктаедрічеськие аналогами каолинита. Волокнистий хризотил (або хризотил-азбест) по морфології схожий з розглянутим вище галлуазітом, довжина його волокон коливається від часток до 50 мм, товщина -частки мікрометрів.

Утворюються мінерали в умовах вологою і жаркою екваторіального клімату в поєднанні з великою тривалістю процесу вивітрювання. Каолініт і галлуазіт в великих кількостях формуються як продукти вивітрювання широко поширених мінералів - польових шпатів, слюд, хлоритів і інших алюмосилікатів. У багатьох ефузивних і інтрузивних, вивержених і метаморфічних породах кислого і середнього складу велику кількість каолініту і галлуазіта з'являються в результаті низько- і середньотемпературних гідротермальних та інших постмагматических процесів. В процесі гідротермального перетворення порід і каолініт, і галлуазіт формуються в умовах кислого середовища, причому освіту галлуазіта здійснюється при більш низьких температурах, а формування каолинита - при більш високих. В межах бореального поясу в складі багатьох пухких порід різного генезису каолинит становить значну частку тонких фракцій, що утворилися в результаті багаторазових циклів переотложения матеріалу древніх кор вивітрювання і продуктів вивітрювання гидротермально перетворених вивержених порід [108].

Група смоктати (від грец. "Смектос" - мило), об'єднує високодіснсрсние глинисті мінерали триповерхового типу зі структурою елементарних шарів 2: 1, що володіють властивістю внутрікрістапліческого набухання (рис. 2.11). В їх кристалічній решітці присутні 2 тетраедричних сітки, звернені вершинами назустріч один одному, між якими знаходиться октаедричні шар. Зчленування тетраедричних і октаедричної сіток здійснюється через загальні вершини тетраедрів і октаедрів, в яких знаходиться кисень. У цій групі виділяється дві підгрупи: мономінеральних смоктати і смешанослойних смоктати з переважанням розбухають пакетів (табл. 2.1).

Структура монтмориллонита і його мікрофотографія

Мал. 2.11. Структура монтмориллонита і його мікрофотографія

Відмінності смоктати від гідратованих слюд, також мають триповерховий тип структури 2: 1, крім величини шарового заряду, пов'язані з особливостями їх ізоморфізму: в смоктати ізоморфні заміщення Mg 2+ (Fe 2 ') відбуваються в основному в октаедричних шарах; вони утворюють діоктаедрічсскіе (монтморилоніт, бейделліт, нонтроніт і ін.) або тріоктаедрічеськие (Стівенс, сапоніт) серії. Переходів між ді-і тріоктаедрічеськие серіями мономінеральних смоктати в результаті ізоморфізму не існує.

Як видно з наведених раніше схем (рис. 2.9,6 і рис. 2.11), у монтмориллонита суміжні пакети стикаються один з одним атомами кисню, тому у нього зв'язку між пакетами значно слабкіше, ніж у каолініту. Характерною особливістю є те, що в його в міжшарове простір монтморилоніту може надходити значна кількість рідини, яке розсуває шари аж до повної втрати зв'язку

між ними [75]. Здатність до внутрікристалічної набухання і надзвичайно висока дисперсність зумовлюють високу фізико-хімічну активність смоктати, яка закономірно зменшується у міру збільшення в їх структурі частки неразбухающіх межслоев. За рахунок наявності внутрішньої поверхні і високого ступеня дисперсності монтморилонітові мінерали характеризуються великою питомою поверхнею, яка вимірюється величинами 600 ... 800 м 2 / г, і високою ємністю катіонного обміну, варіює в межах 800 ... 1500 ммоль екв / кг.

У циклах зволоження-висихання, при насиченні різними катіонами і взаємодії з деякими органічними сполуками параметр кристалічної решітки монтмориллонитов може збільшуватися або зменшуватися. Через високий ступінь дисперсності і слабкою впорядкованості кристалічної решітки на електронних мікрофотографіях частки монтмориллонита зазвичай видно не у вигляді індивідуальних кристалів, а в формі сферичних агрегатів або пластівців (рис. 2.11).

Частина цих мінералів має постмагматіческого походження, пов'язане з метаморфическим і гідротермальних перетворенням осадових і вивержених порід, особливо основного складу. При інженерно-геологічних дослідженнях слід мати на увазі, що смоктати дуже рідко бувають повністю породообразующими мінералами грунтів, що викликає труднощі в їх діагностиці. Якщо мономінеральні смоктати утворюються в основному з гелів, то смешанослойние освіти з переважанням розбухають межслоев - продукти інтенсивного вивітрювання дотеперішніх глинистих мінералів, в першу чергу слюдистих. Монтморилонітові глини характеризуються великою набухасмоегио і сжимаемостью, що важливо враховувати при проектуванні і будівництві будівель і споруд [108].

Група слюдистих мінералів глин також належить до триповерхового житлового структурному типу 2: 1. Їх елементарний шар складається з одного октаедричного шару, укладеного між двома тетраедричних. Зчленування тетраедричних і октаедричної сіток в тришаровому пакеті, так само як і в каолините, здійснюється через атоми кисню, що знаходяться в вершинах тетраедрів і октаедрів. Зв'язок між шарами жорстка, іонно-електростатична, що виникає за рахунок катіонів калію, що компенсують негативний заряд тетраедричних сусідніх шарів і не беруть участь в іонному обміні. У иллитом, на відміну від власне слюд, деяка кількість калію в межпакетное проміжках зазвичай заміщено гідратованими катіонами.

Підгрупа дисперсних гідратованих слюд містить три основні різновиди. До першої відносяться иллитом - слюдоподобние мінерали, що містять не більше 10% розбухають межслоев; до другої - гідрослюд, що містять 10 ... 20% таких межслоев, а до третьої - глауконіт. Якщо кількість розбухають міжшарових проміжків перевищує 20%, то такі освіти слід відносити до групи смешанослойних мінералів.

За фізико-хімічними властивостями гідратованих слюди активніші, ніж каолініти, але менш активні, ніж смоктати. Вони володіють більшою величиною ємності катіонного обміну, більшою дисперсністю, гидрофильностью і питомою поверхнею, ніж каолініти.

Основна структура иллитом (рис. 2.12) дуже схожа на структуру слюди, тому його іноді відносять до гідратованим слюди. Деякі іони кремнію в октаедричному шарі заміщуються іонами алюмінію, а деякі іони алюмінію заміщуються іонами магнію або заліза завдяки дефіциту заряду. Дефіцит заряду компенсується також іонами калію в міжшарового просторі. Необхідно відзначити, що іони калію займають гексагональних отвір в тетраедричних шарі і формую! сильні міжшарові зв'язку. Товщина пакета зафіксована в межах 10 А, набухання не відзначено.

Іллітовие мінерали мають різний генезис. Частина иллитом може бути також негіпергенного походження і утворюватися за іншими мінералів в результаті гідротермальних та інших постмагматических процесів. Широко поширене освіту серициту по калієвих польовим шпатам в процесі постмагматіческого зміни різних порід [108].

Структура иллитом і вид кристалів під мікроскопом

Мал. 2.12. Структура иллитом і вид кристалів під мікроскопом

Вермикуліт (рис. 2.13) близький до групи гідратованих слюд і має структуру елементарних шарів 2: 1, але на відміну від інших глинистих мінералів може перебувати як в дисперсному (розсіяному) стані в грунтах, так і у вигляді суцільних слюдистих шарів. Його кристалічна решітка складається з двох тетраедричних сіток, звернених вершинами назустріч один одному, між якими знаходиться октаедричні шар. Зчленування тетраедричних і октаедричної сіток здійснюється через загальні вершини, в яких знаходиться кисень. У підгрупі дисперсного вермикуліту виділяються діоктаедрічеськие і тріоктаедрічеськие різниці. На відміну від иллитом в тріоктаедрічеськие вермикуліті октаедричні позиції утворені брусітовимі шарами, а в межслоевом комплексі присутні двовалентні катіони (Са 2+ і Mg + ).

Сили електростатичного взаємодії між негативно зарядженим тришаровим пакетом і межпакетное катіонами в вермикуліто слабкіше, ніж в слюдах і иллитом, що пов'язано з більш низькою величиною заряду. Тому вермикуліту, так само як і мінерали групи монтморилоніту, здатні до межпакетное сорбції матеріалу, мають як зовнішню, так і внутрішню поверхні і характеризуються високими значеннями ємності катіонного обміну та питомої поверхні. Величина ємності катіонного обміну вермикуліто більше, ніж у мінералів монтмориллонитовій групи (1300 ... 2000 ммоль екв / кг), не дивлячись на те, що вермикуліту в складі тонкодисперсних фракцій ґрунтів зазвичай представлені більш великими частками. Ці відмінності в першу чергу пояснюються тим, що вермикуліту мають дещо вищий заряд, ніж мінерали групи монтморилоніту. Величина питомої поверхні вермикуліто може досягати 800 м "/ г.

Вермикуліту найчастіше утворюються в результаті трансформаційних змін слюд, иллитом або хлоритів. Значна частина вермикуліту в складі тонкодисперсних фракцій ґрунтів і почвообразующих порід має гіпергенні походження і є продуктом сучасного або стародавнього вивітрювання. Після дегідратації вермикуліт може бути хорошим ізоляційним матеріалом [108].

Структура мінералу вермикуліту і його фотографія

Мал. 2.13. Структура мінералу вермикуліту і його фотографія

Хлорити мають чотириповерхову структуру елементарних шарів (табл. 2.1, рис. 2.14). В їх кристалічній решітці тришарові пакети 2: 1 чергуються з ще одним додатковим брусітовим шаром, в центрах октаедрів якого знаходяться іони Mg 2 *, Са 2+ і Fe 2+ . Тому структуру хлоритів іноді позначають цифровим індексом 2: 2, але позначення 2: 1: 1 правильніше, так як склад основного октаедричного шару (в тришаровому пакеті) завжди відрізняється від складу додаткового октаедричного шару. Головна відмінність полягає в тому, що в вершинах октаедричного шару, укладеного між двома тетраедричних сітками в тришаровому пакеті, знаходяться кисень (в тих вершинах, через які октаедричні сітка зчленовується з тетраедричних шарами) і гідроксильні групи, а в додатковому октаедричному шарі все вершини октаедрів зайняті гідроксильних груп. У кристалічних решітках хлоритів часто присутні такі елементи, як Cr, Ni, Mn, V, Сі і Li. Можливість изоморфного заміщення, як в тетраедричних сітках, так і в октаедричних шарах, призводить до різноманітності хімічного складу хлоритів. Частина катіонів зазвичай замінена тривалентними катіонами з утворенням брусіто- гіббситових шарів, що призводить до надлишку позитивного заряду у цього шару, який, в свою чергу, компенсує негативні заряди слюдистих шарів 2: 1 внаслідок ізоморфізму Si 4 <- + Al 3+ (Fe 3 j, що забезпечує жорсткий зв'язок між шарами. Додаткова міцність між шарами в хлор може забезпечуватися водневими зв'язками, що виникають між гидроксогруппами поверхні брусітового шару і атомами кисню базальної поверхні тетраедричного шару.

На електронних мікрофотографіях частки хлорита часто мають пластинчасту форму з витонченими крайовими ділянками (рис. 2.14). За показниками гідрофільності, ємності катіонного обміну "середньостатистичні" хлорити близькі до відповідних показників гідратованих слюд. У процесах хімічного вивітрювання в першу чергу руйнується брусітовий шар хлоритів.

Структура хлорита і вид його кристалів під мікроскопом

Мал. 2.14. Структура хлорита і вид його кристалів під мікроскопом

Основна частина тріоктаедрічеськие хлоритів з'явилася в результаті метаморфічних, гідротермальних і інших постмагматических процесів. Що стосується діоктаедріческій хлоритів, то вони, ймовірно, можуть утворюватися в процесі вивітрювання за рахунок входження гідроксокомплексів алюмінію в межпакетное простору глинистих мінералів з їх подальшою полімеризацією [108].

Смешанослойнимі утвореннями називаються мінерали, в кристалах яких чергуються шари різної структури і (або) складу. Все смешанослойние мінерали поділяються на 2 групи -упорядоченние і невпорядковані. У упорядкованих смешанослойних структурах пакети індивідуальних мінералів чергуються за певним законом.

Наприклад, упорядкований Ілліт-вермікулітовий смешанослойний мінерал, в якому обидва компонента (компонент А - Ілліт, компонент Б - вермикуліт) присутні в рівних пропорціях, а за компонентом А завжди слід компонент Б (мінерал має літерне позначення АБАБАБ ...). Співали впорядковане чергування пакетів спостерігається при співвідношенні компонентів А і Б, що дорівнює 2: 1, такий мінерал позначається літерним індексом ААБААБААБ ... Впорядкований смешанослойний мінерал, в якому за законом АБАБАБ ... чергуються пакети иллитом і монтмориллонита, називається ректорітом. При впорядкованому чергуванні по такому ж закону розподілу пакетів монтмориллонита і хлориту смешанослойний мінерал відносять до корренсіту.

У невпорядкованих смешанослойних мінералах немає будь-якого правила в чергуванні пакетів індивідуальних мінералів. Досить широко поширений випадок, коли частина глинистого кристалітів характеризується впорядкованим чергуванням компонентів, а інша частина - неврегульованим чергуванням пакетів індивідуальних мінералів. Загальна кількість смешанослойних мінералів нескінченно велике, так як кожен з таких мінералів може складатися з двох, трьох і більше компонентів, які можуть чергуватися в різних пропорціях і за різними законами або взагалі неупорядоченно. Тому властивості, характерні для всієї групи смешанослойних структур, варіюють в широких межах в залежності від вхідних в смешанослойние освіти компонентів, їх співвідношення і законів чергування в просторі [108].

Смешанослойние мінерали широко поширені в корі вивітрювання, в грунтах, сучасних опадах, породах, змінених епігенезом, в областях гідротермальної активності, в осадовому шарі океанів, в продуктах гидротермального зміни океанічних базальтів і ін. В осадових породах освіту смешанослойних мінералів з впорядкованим переслаиванием іллітових (хлоритових ) і смектітових пакетів зазвичай супроводжує процес "прогресивного" литогенеза, т. е. характеризує твердофазових зміна смоктати під впливом зростання темпі АТУР і тиску. Широко поширені смешанослойние Ілліт-вермікулітові і Ілліт-монтморилонітові мінерали зазвичай є продуктами вивітрювання слюдистих силікатів. При вивітрюванні глинистих порід в структурі утворюються смешанослойних мінералів впорядкованість в чергуванні пакетів різного типу зазвичай відсутня.

Група сепіоліта-палигорскіту (по палигорськіт ділянці колишнього Пермського гірського округу) представлена мінералами з шарувато-стрічковим типом структурних шарів 2: 1. Вони утворюють перехідний структурний тип від шаруватих до стрічкових силікатів. В основі будови їх кристалічної решітки лежать витягнуті тришарові структури, в яких між двома стрічками тетраедрів, звернених вершинами назустріч один одному, знаходиться стрічка октаедрів. Зчленування шарів тетраедрів і октаедрів в стрічці, так само як і в шаруватих силікату, 2: 1, воно відбувається через атоми кисню, що знаходяться в загальних вершинах тетраедрів і октаедрів. Сепіоліт відрізняється від палигорскіту дещо більшою шириною стрічок. Окремі стрічки з'єднуються один з одним також через спільні вершини рядів тетраедрів, що займають в стрічках крайові позиції. При цьому в структурі утворюються порожнини цеолітні канали розміром 0,37 х 1,2 нм, заповнені молекулами води, витягнуті паралельно стрічок, - і формується внутрішня поверхня.

Як і в шаруватих силікату, в сепіоліт і палигорськіт в тетраедричних позиціях знаходяться іони кремнію. Сепіоліта відносяться до тріоктаедрічеськие мінералів, в їх кристалічній решітці в Октаедр переважає магній; іноді зустрічаються залізисті різновиди сепіоліта, в яких не тільки октаедричні, а й частина тетраедричних позицій зайняла іонами заліза. Серед палигорскіту зустрічаються діоктаедрічеськие різновиди з переважанням алюмінію в октаедр. У складі тонкодисперсних фракцій палигорскіту і сепіоліта зазвичай представлені витягнутими волокнистими частками довжиною від <1 до 20 мкм. Виникає за рахунок изоморфного заміщення в тетраедрах незалежна від pH ємність катіонного обміну сепіоліта і палигорскіту становить 200 ... 450 і 50 ... 300 ммоль екв / кг відповідно. За рахунок наявності в частинках внутрішніх поверхонь

обидва мінерали характеризуються високими значеннями питомої поверхні, яка теоретично може досягати 800 ... 900 м7г, хоча експериментально отримані величини значно нижче внаслідок неповного проникнення молекул азоту у внутрішні порожнини частинок. Кристали палигорскіту мають вигляд тонких волокон білою, світло-сірого, іноді рожевого або жовтуватого кольору. Для його агрегатів характерно заплутано-волокниста і кожістое будова, вони рідко створюють великі скупчення і частіше присутні у вигляді гнізд і прошарків в осадових грунтах.

Сепіоліт і палигорськіт мають переважно гіпергенні походження. Основна їх частина утворилася шляхом осадження з розчинів в солоних озерах і в периферичних частинах мілководних морських басейнів з високою концентрацією кремнію і магнію в умовах лужної реакції. Не можна також виключати можливість гидротермального генезису цих мінералів [108].

Аллофани і імоголіт представляють собою аморфні або слабоокрісталлізованние обводнені алюмосилікати, до складу яких як обов'язкові компоненти входять кремнекіслородние тетраєдри і алюмогідроксільние октаедри. Їх поєднання дають фрагменти недосконалого двошарового каолінітової пакета. У складі аллофанов в якості домішок можуть бути присутніми різні катіони. Узагальнена хімічна формула аллофанов виглядає наступним чином: nSiO2mAl2O3pH2O, формулу імоголіта записують як Al2SiO3OH4 ^. У імоголіте і в аллофанах частина кремнію в тетраедрах може бути заміщена алюмінієм, і тоді частка набуває негативний заряд, що компенсується катіонами на поверхні частинок.

Аллофани були відкриті в 1916 р німецькими дослідниками Штронмейером і Гаусманом, які виявили раніше невідомий мінерал, який змінює при зберіганні деякі морфологічні властивості, тому він був названий аллофаном - ".меняющім властивості ". Аллофани присутні в складі тонкодисперсних фракцій у вигляді агрегатів порожнистих сферичних частинок розміром до декількох нм. Верхня їх оболонка представлена шаром алюмогідроксільних октаедрів, внутрішня - недосконалою тетраедричних сіткою. Аллофани і імоголіт найчастіше є прямим продуктом вивітрювання і грунтоутворення і синтезуються з розчинів з високими концентраціями Si і Аl. Необхідні концентрації цих елементів властиві головним чином грунтів на свіжих вулканічних відкладеннях середнього і основного складу [108].

Асоціації глинистих мінералів [50]. Глинисті грунти найчастіше включають комплекс декількох глинистих мінералів - природних асоціацій. Дослідження, проведені В.Г. Шликовим і ін., Але аналізу мінерального складу глинистих ґрунтів різного віку і генезису, показали, що в них зустрічаються шість основних топів природних асоціацій (рис. 2.15, ширина ліній в вертикальних рядах асоціацій відповідає відносному кількісному змісту того чи іншого мінералу).

Основні типи асоціацій глинистих мінералів [50]

Мал. 2.15. Основні типи асоціацій глинистих мінералів [50]

Типи 2, 4 і 6 - асоціації, в яких переважають слюдістие мінерали.

Тип I. У смектітовой асоціації глин переважаючими є мінерали з внут рікрісталліческім набуханием - смоктати. У цій асоціації виділяється два підтипи з переважанням на другому місці слюдистих мінералів (тип 1а) або каолінітів (хлоритів) - тип! Б. Монтморилоніт, сапоніт, бейделліт і інші смоктати утворюють так звані бентонітові глини, або бентоніти, майже повністю складаються з цих мінералів і є цінним корисних копалин. Найбільші родовища бентонитов знаходяться в Грузії (гумбрин в с. Гумбрі поблизу Кутаїсі; Асканія в с. Асканія та ін.), В Азербайджані (Даш-Салахли), в Туркменії огланлінскій бентоніт (огланлііскій бентоніт), на Україні (кримський кил, бентоніт пижевскій, черкаський, горбскій і ін.), в США (родовище Бентон, Блек-Хілз і ін.), в Мексиці, Італії та Румунії.

Найбільшого поширення має 2-й тип, в якому після переважаючих слюдистих мінералів в порядку убування містяться смектіговие мінерали, каолініт і (або) хлорит. Грунти з асоціацією глинистих мінералів 2-го типу мають різний генезис: морський, алювіальний, льодовиковий, озерний, пролювіальних, техногенний; вік - від юрського до сучасного.

Асоціація 4-го типу характеризується меншою фізико-хімічної активністю: смоктати в ній мають підлегле значення. Крім морських, льодовикових, алювіальних, делювіальних відкладень, ця асоціація характерна для грунтів лагунного і прибережно-морського генезису; вік порід - від кам'яновугільного до сучасного.

Тип 6 включає асоціацію глинистих мінералів, в яку крім переважаючих слюдистих входять: хлорит (каолініт) і впорядковані смешанослойние мінерали типу Ілліт-смектит, Ілліт-вермикуліт, вермикуліт, ректор, Корренс. Асоціація характерна для порід, які зазнали значну катагенетіческую переробку (аргіліти, алевроліти, сланці). По генезису і віку грунти з такою асоціацією глинистих мінералів представляють в основному дві великі групи: верхненротерозойекіе- нижнепалеозойские глинисті породи морського генезису і флювіогляціальние четвертинні відкладення.

Тип 3. малопоширених асоціацію складають глинисті мінерали дисперсних грунтів з переважанням каолинита або хлориту, які відрізняються низькою фізико-хімічної активністю, особливо каолинит. Це відноситься до каолініту з відомих родовищ, т. Е. Елювіаkьним грунтам з переважанням каолинита. Каолініти в дисперсних грунтах істотно відрізняються від елювіаkьних каолінітів як по морфології, дисперсності частинок і структурними особливостями, nак і gо властивостями.

Тип 5. Асоціація з переважанням упорядкованих смешанослойних мінералів зустрічається в гірських породах моhcкого або гідротермальної генезису. Ще менш поширені впорядковані смешанослойние мінерали, що утворилися при вивітрюванні тріоктаедрічеськие слюд або хлоритів. Діоктаедрічеськие смешанослойние освіти з впорядкованим переслаиванием пакетів різного типу в більшості представлені Ілліт-смtктітамі, походження яких пов'язане з перетворенням монтмориллонита в мілководних морських умовах або з породами, підданими регіональному епігенеза або заповнивши контактну метаморфизму. Вік їх зазвичай позднепротерозойський-раннепалеозойских, вік упорядкованих смешанослойних мінералів гидротермального генезису ширший [50).

 
< Попер   ЗМІСТ   Наст >