Министерство образования инауки Украины
Харьковский национальныйуниверситет им. В.Н. Каразина
Геолого-географическийфакультет
Кафедра петрографии,минералогии и полезных ископаемых
Курсовая работа
по литологии
на тему «Глинистыепороды»
Составила студентка гр.ГИ-41
Белоус О.М.
Руководитель: Доц.Клевцов А.А.
Харьков 2010 г
Содержание
Введение
Классификация глин
Номенклатура глинистыхпород
Структуры и текстурыглинистых пород
Атомная структура, состави группы глинистых минералов
Элементы, составляющиеглины
Синтез
Гидротермальноеобразование
Выветривание и почвы
Бентониты
Современные осадки
Глинистые минералы –индикаторы условий осадконакопления
Метаморфизм глинистыхпород
Месторождения
Заключение
Список литературы
Введение
Глинистыепороды — уплотненные (связные) скопления мельчайших частиц разрушенных пород(“породной муки”), состоящие преимущественно из глинистых минералов.
Минералы глинпредставлены тонкими минеральными частичками слоистых силикатов (менее 0,05мм впоперечнике) обычно чешуйчатого габитуса с весьма совершенной спайностью.Образуются они при разложении силикатных минералов. Наиболее известные изминералов глин -снежно-белый каолинит и монтмориллонит. Также сюда относятсямонотермит, галлуазит, гидрослюды, иногда палыгорскит.
Хотя вглинистых породах частицы в основной массе имеют размер менее 0,004 мм, обычнов них присутствует достаточное количество частиц алевритовой размерности.Большинство этих пород представляет собой смесь двух кластических силикатныхматериалов – горную муку и глину. Многие ледниковые глины и эоловые пылевыенакопления сложены в основном частицами кварца, полевого шпата и слюды; этотматериал известен как горная мука, он почти не отличается от материала песков,за исключением размера частиц.
Собственноглины состоят из тончайших чешуйчатых кристаллов минералов, образующихся привыветривании полевых шпатов и других разрушающихся минералов. Эти породысущественно отличаются по составу и свойствам от более крупнозернистых осадков.Помимо глинистых минералов в глинах в качестве акцессорных компонентов вразличных количествах обычно присутствуют хемогенные образования (сидерит, кальцит),органические вещества и разнообразные коллоиды. Очевидно, что по мереувеличения количества неглинистых минералов возрастает их роль в определениисвойств глин.
Глиныиспользуются в производстве керамики, бумаги, резины, катализаторов и др. Глинывесьма важны для многих областей деятельности человека, например для сельскогохозяйства и инженерного дела. Для каждой области применения глин существуютспецифические требования к различному сочетанию свойств.
Классификацияглин
Глиныклассифицируют по составу, происхождению, окраске, по их практичномуиспользованию. Если один из минералов преобладает, глины называют по этомуминералу – каолинитовая, галлуазитовая и т.д.
По характерутехнических требований промышленности среди глин выделяют четыре наиболееважные группы: легкоплавкие, огнеупорные и тугоплавкие; каолины; адсорбционные (высокодисперсныемонтмориллонитовые).
Легкоплавкиеглины – полиминеральные, обычно железисто- монтмориллонитовые и гидрослюдистые(часто с примесью песка и органических веществ), показатель огнеупорности менее13500С.
Огнеупорные итугоплавкие глины характеризуются высоким содержанием глинозема (20-42%),высокой связующей способностью; имеют мономинеральный состав (каолинитовый илимонотермитовый) и огнеупорность не ниже 15800С.Тугоплавкие Г. невыдержаны по минеральному составу и имеют огнеупорность от 1350 до 15800С.
Каолин –разновидность глин, сложенная преимущественно каолинитом,; не имеетпластичности, высокой дисперсности и значительной связующей способности.
АдсорбционныеГ. По минералогическому составу в основном монтмориллонитовые, отличаютсяповышенной связующей способностью. К этой группе относят бентониты.
По окраскеразличают желтые, голубые, красные или бурые, зеленые, черные глины.
Номенклатураглинистых пород
Аргиллиты — неслоистыепороды, состоящие преимущественно из одного или многих глинистых минералов.Именно для этой группы пород применяется обычно удачный термин «глина». Однакослово «глина» обозначает также и продукты выветривания, или, сами глинистыеминералы, материал вулканической и гидротермальной природы, поэтому, когданужно указать, что речь идет о породе, следует говорить «аргиллит».
Глинистыесланцы, или слоистые аргиллиты. Их слоистость возникла в процессеосадконакопления.
Сланцы. Любаяпорода, рассланцованная под влиянием механического воздействия, являетсясланцем. Сланцеватость не зависит от слоистости, характерной для глинистыхсланцев и обусловленной плоскостями напластования. Понятно, что оба типаотдельности могут присутствовать одновременно. Крупные сланцеватые серииназываются иногда «филлитами». Если порода распадается на крупные тонкиеплитки, ее называют «кровельным сланцем».
Мергели. Междуглинами и карбонатными породами существуют переходные разности, которыеназывают мергелями. Глинистые известняки в отличие от мергелей уплотнены иконсолидированы.
Термины«глинистый мергель», «мергелистая глина», «мергелистый известняк» являютсясинонимами. Для пород, карбонатная часть которых представлена доломитом, удобноиспользовать выражения «доломитовая глина», «доломитовый мергель» и «глинистыйдоломит».
Песчаныеаргиллиты. Существуют переходные формы между глинами с одной стороны, песками ипесчаниками с другой. Можно говорить о песчаных глинах, песчаных глинистыхсланцах, песках, глинистых песчаниках.глинистых
Структуры итекстуры глинистых пород
Подструктурой глин подразумевают распределение компонентов породы по гранулярномусоставу, форму частиц, их пространственную ориентировку по отношению друг кдругу и силы сцепления, соединяющие их вместе.
Различаютструктуры в сечении, перпендикулярном к наслоению, и структуры в сечении,параллельном наслоению.
Структуры всечении, перпендикулярном к наслоению, разделяются на:
1) гемогенные,если напластование или слоистость не выражены;
2) ориентированные,если слоистые силикаты имеют отчетливую ориентировку, возникшую приосадконакоплении, диагенезе и т.д.
3) слоистые,если порода состоит из чередующихся слойков;
4) циклические,если в породе наблюдается ритмическое чередование, например, в ленточныхглинах, в ленточных мергелях и целом ряде других осадков.
5) Микролинзовидные,если цикличность настолько локализована, что слойки кажутся залегающиминесогласно даже в масштабе образца или шлифа.
Структуры всечении, параллельном слоистости, подразделяются на:
1) кристаллические,если основная масса составлена хорошо индивидуализированными чешуйками;
2) скрытокристаллические,если кристаллическое строение различимо с трудом по присутствию слабо преломляющихучастков скрытокристаллические, или аморфные, если глинистое вещество кажетсяизотропным. Глинистая масса имеет кристаллическое строение, а впечатлениеизотропности обусловлено компенсацией, возникающей при наложении друг на другамелких кристаллических частиц.
Среди скрытокристаллическихструктур можно выделить следующие разновидности:
а)трещиноватые, сетчатые, обусловленные ориентированным расположением минераловпо стенкам трещин;
б)петельчастые и хлопьевидные. Петельчатая структура характеризуетсяспутанноволокнистым сложением, напоминающем строение микроскопических волоконантигорита; хлопьевидная – присутствием округлых участков, окаймленных болеевысоко двупреломляющем материалом (либо слоистыми силикатами, либо кристалламикальцита);
в) струйчатые,флюидальные, муаровые, обусловленные различными оптическими эффектами.
Структурыглинистых компонентов в цементе песчаных пород. Глинистая фракция породпредставляет существенный интерес даже в тех случаях, когда присутствует впороде в подчиненном количестве или в виде незначительной примеси. Еслиглинистые минералы остаются неизменными среди изменяющейся основной массыпороды, по ним можно судить о ранних этапах эволюции породы. И наоборот, еслипреобразуются глинистые минералы, а основная масса породы остается неизменной,по ним можно судить о недавних этапах эволюции породы.
Возникаетпроблема глинистых цементов, для которых тщательно разработана классификацияструктур глинистых цементов песчаников. Они подразделены на микроагрегатные,чешуйчатые, пленочные, крустификационные, вермикулитоподобные, лепидобластовые,сноповидные. В песках и песчаниках возникают новообразования глинистыхминералов или слюидистых силикатов, составляющих существенную часть породы.
Слоистыесиликаты участвуют в формировании оолитов и конкреционных структур. К этойкатегории близки также железные руды или породы с железистыми оолитами:изучение эволюции слоистых силикатов типа шамозитов и хлорита позволяетвосстановить условия раннего и позднего диагенеза этих пород.
Особенностьюнекоторых глин является их пеллетовая текстура. Пеллеты представляют собойнебольшие, округлые агрегаты глинистых минералов и мелкого кварца, рассеянные вматриксе, представленном тем же материалом. По размерам пеллеты составляют вдиаметре 0,1-1,3мм, а в некоторых случаях достигают нескольких миллиметров(вдлину). Их образование приписывают действию течения воды.
В некоторыхглинистых породах осадочного происхождения проявляются реликтовые структуры,унаследованные от материнских пород, из которых они образовались. Примерамиявляются сапролиты, которые произошли от различных грубых вулканических иметаморфических пород. В этих породах достаточно хорошо сохранились « РЕЛИКТЫ»первичных минералов, поэтому можно проследить первоначальную гнейсовую сланцеватость,порфиробласты.
Другимпримером реликтовой структуры являются бентониты и близкие к ним осадки,образующиеся in situ при преобразовании вулканического пепла. Нереликтовыеструктуры включают оолитовые и пизолитовые формы, возникающие в некоторыхбокситовых и диаспоровых глинах. Известны также псевдоморфные замещенияракушечного материала монтмориллонитом и диагенетически перекристаллизованныеструктуры, подобные «метакристаллам» иллитовой слюды в тонкозернистой иллитовойосновной массе. Большинство глинистых сланцев, однако, не проявляет ни одной изэтих особенностей; они либо бесструктурны, либо слоисты/
Тонкослойныесланцы характеризуются ориентированными пластинчатыми слюдистыми компонентами,параллельными плоскости напластования, что хорошо видно под микроскопом. Хотяотдельные кристаллы располагаются не строго параллельно к плоскостинапластования, шлифы, приготовленные перпендикулярно к этой плоскости,проявляют эффект одновременного погасания, как и в случае если бы шлиф былсделан из единого кристалла. В пластинчатых минералах световые колебаниямедленнее и параллельны спайности, поэтому проявляется параллельное погасание –эффект агрегатного погасания.
Однако внекоторых глинах и сланцах глинистые минералы проявляют беспорядочнуюориентировку. Подобное явление может быть результатом аутигенной кристаллизациина месте. В других случаях подобное явление вызывается нарушением первичнойструктуры иллоядными донными организмами.
Свежеотложенныеилы имеют чрезвычайно высокую водонасыщенность и очень большую пористость.Первоначальная пористость может составлять 70-80%. Поскольку в среднем вглинистых сланцах пористость составляет только 13%, то это означает, чтопервичные отложения были сильно уплотнены и обезвожены. Тот факт, уменьшениепористости происходит скорее за счет уплотнения, а не выполнения пор (как упесчаников), подтверждается постепенными изменениями структуры, которыенаправлены на то, чтобы ориентировать глинистые пластинки параллельно друг кдругу и плоскости напластования.
Атомнаяструктура, состав и группы глинистых минералов
Глинистыеминералы представляют собой гидратированные алюмосиликаты, обычно с частичнымзамещением алюминия железом и магнием. Они тонкозернисты, обычно менее 5мкм, ав некоторых случаях их размер измеряется миллимикронами.
Атомнаяструктура большинства глинистых минералов сложена двумя единицами. Однаструктурная единица состоит из двух слоев плотноупакованных кислородов илигидроксилов, в которых атомы алюминия, железа, или магния расположены воктаэдрической координации таким образом, что каждый из них находится на равномрасстоянии от шести кислородов или гидроокислов. Вторая структурная единицаобразована кремнекислородными тетраэдрами. В каждом тетраэдре атом кремнияодинаково удален от четырех кислородов или гидроксилов, расположенных в формететраэдра с атомом кремния в центре, чтобы сбалансировать структуру.Кремнекислородные тетраэдры сгруппированы таким образом, что создаютгексагональную сетку, которая бесконечно повторяется и образует лист состава Sі4O6(OH)4.Тетраэдры расположены так, что все их вершины обращены в одну сторону, аоснования лежат в одной и той плоскости. Эту структуру можно рассматривать какструктуру, состоящую из перфорированной плоскости кислородных атомов,расположенных в плоскости основания тетраэдрических групп; плоскости атомовкремния с атомами кремния, расположенными в полости в месте соединения трехатомов кислорода и, следовательно образующими гексагональную сетку; плоскостиатомов гидроксила, в которой каждый гидроксил расположен непосредственно надкремнием на вершине тетраэдров.
Глинистыеминералы относятся к двум группам. В каолинитовой группе минералхарактеризуется двухэтажной (1:1 слой) решеткой, состоящей из одногооктаэдрического или гиббситового слоя, связанного с одним кремнекислороднымтетраэдрическим слоем. Эта решетка не расширяется в зависимости отизменяющегося содержания воды и замещения на железо или магний в гиббситовомслое неизвестны. Другая группа глинистых минералов характеризуется трехэтажной (2:1)решеткой. В этом типе решетки октаэдрический алюминиевый слой расположен междукремнекислородными тетраэдрическими слоями. Несколько важных глинистыхминералов принадлежит к трехэтажной группе. В монтмориллоните эти трехэтажныеячейки свободно объединяются по оси c, а вода и катионы расположены между ними.Количество воды изменяется таким образом, что величина с варьируется от 9,6 до21,40А. Минерал имеет разбухающую решетку. Трехслойные соединениямогут также объединяться калием, который благодаря соответствующему ионномудиаметру 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 междутрехэтажными элементами. В каждой структурной группе возможны многие вариантыпо составу. Хотя многим из них на основании состава даны специальные названия,можно считать, что каждая группа проявляет беспредельно широкий диапазонсостава. Глинистые минералы классифицируются главным образом на основе ихструктуры.
Основныегруппы глинистых минералов: каолинита, монтмориллонита, иллита или мусковита ихлорита.
Группакаолинита. Главным членом группы каолинита является каолинит, имеет формулу(OH)8Al4Si4O10 или Al2O32SiO2 2H2O. Старинное название этого минерала перешло откитайцев. Кау-линг-«высокая гора»; так называлось месторождение каолина.
Химическийсостав. Al2O3 39.5%,SiO2 46,5%, H2O 14%. Уд.Вес 2,58-2,60.
Обликкристаллов. Более или менее хорошо образованные пластинчатые кристаллыисключительно редки и малы по размерам (до 1мм). Весьма вероятно, что ониотносились не к каолину, а к диккиту или накриту. Чаще наблюдаются обломкиобломки изогнутых столбчатых кристаллических образований, в увеличенном виденапонающих дождевых червей. Агрегаты рыхлые, чешуйчатые или плотныетонкозернистые.
Цвет.Отдельные чешуйки и пластинки бесцветны. Сплошные массы- белого цвета, нередкос желтым, буроватым, красноватым, иногда зеленоватым или голубоватым оттенком.Блеск отдельных чешуек и пластинок перламутровый, а сплошных масс — матовый.
Твердостьоколо 1. Отдельные чешуйки гибки, но не обладают упругостью. В сухом состоянииземлистые массы кажутся тощими на ощупь.
Анокситподобен каолиниту, за исключением молекулярного соотношения SiO2:Al2O3приблизительно 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.
Монтмориллонитоваягруппа, получившая название по главному минералу группы, монтмориллониту,который имеет состав: (OH)4AL4Si8O10nH2O.
Монтмориллонитназван по месту нахождения в Монтмориллоне (Франция). Химический составнепостоянный, сильно зависит от варьирующего содержания воды. По анализамчистых разностей устанавливаются следующие колебания (%): Al2O311-22, Fe2O3 0-5и больше (ферримонтмориллонит), MgO 4-9,CaO 0, 8-3, 5 и выше в кальциомонтмориллоните,SiO2 48-56, H2O12-24.
Цветмонтмориллонита белый с сероватым, иногда синеватым оттенком, розовый,розово-красный, иногда зеленый.
Блеск В сухомсостоянии матовый.
Твердостьотдельных чешуек неизвестна. Очень мягкий. Жирный.
Замечательнойи чрезвычайно важной в практическом отношении особенностью минералов группымонтмориллонита является их свойство набухать в присутствии воды, а принагревании постепенно отдавать адсорбированную воду.
К минераламгруппы монтмориллонита относятся существенно магнезиальные, существенноалюминиевые и промежуточные между ними виды.Магний обычно замещает часть ионовалюминия в решетке. В монтмориллонитовую группу входят бейделит, который имеетмолекулярное отношение SiO2:Al2O3 равное трем,и нонтронит, в котором окисное железо замещает алюминий.
Иллитовая, илиглинисто-слюдистая группа включает иллит, который имеет общую формулу
(OH)4 Ky(Al4Fe4 Mg4 Mg6) (Si8-y Aly)O20,
Где « y »варьируется от 1 до 1,5. Иллит является разновидностью белых слюд, ноотличается от них, вероятно, тем, что содержит меньше калия и больше воды, чемобычно свойственно слюдам. Кроме разновидностей иллита группа содержитглауконит.
Группахлорита состоит из минералов богатых магнием, которые широко представлены всланцах и в которых ионы двухвалентного железа занимают видное место.
Хлорит имеетхимический 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.
Известнотакже множество « смешаннослойных» глинистых минералов. Структура этой группыявляется результатом упорядоченного или неупорядоченного расположения основныхглинистых минеральных пакетов друг относительно друга по оси с. В некоторых изних отмечается переслаивание двух- и трехэтажных слоев. Подобные типысмешаннослойного строения обычно называют каолинит-иллитовыми,хлорит-иллитовыми и так далее, вместо того чтобы изобретать новые наименованиядля каждой смеси.
Помимоосновных групп, перечисленных выше, некоторые глинистые минералы режевстречаются и имеют несколько отличную кристаллическую структуру, например,галлуазит (OH)16Al4Si4O6, а такжеменее гидратированный метагаллуазит (OH)8Al4Si4O10и аллофан, некристаллический взаимный раствор двуокиси кремния, окисиалюминия и воды в различных пропорциях. В некоторых случаях в глинахобнаруживают вермикулит и палыгорскит (сепиолит и аттапульгит).
Галлузиатовыеминералы. Существуют две формы галлузиата, одна из которых имеет состав (OH)8Si4O10,а другая – (OH)8Si4O10 4H2O. Приотносительно низких температурах (-+ 600С)последняя форма необратимо дегидратируется и переходит в первую форму.Галлузиатовые минералы построены последовательными слоями такого жеструктурного состава, как и слои, слагающие каолинит.
Высокогидратированнаяформа состоит из каолинитовых слоев, разделенных единичным молекулярным слоемводных молекул. Переход в дегидратированную форму вызывается потерей межслоевыхводных молекул. По данным Бриндли, при низких температурах (60-750С)происходит только частичная дегидратация, а для полного удаления межслоевыхводы необходима температура порядка 4000С. При более низкихтемпературах образуется частично дегидратированные формы, которые могут бытьустойчивыми. В месторождениях галлузиат имеет тенденцию к частичнойдегидратации, к образованию частично дегидратированного галлузиата, который втом случае, если месторождение крупное, постепенно переходит с глубиной вгидратированную форму.
Дляобозначения различно гидратированного галлузиата существует ряд наименований. Низкогидратированнаяформа называется галлузиатом или метагаллузиатом, а более высокогидратированнаяформа – гидратированным галлузиатом, энделитом или галлузиатом.
Аллофановымиминералами являются те компоненты глинистых минералов, которые аморфны поотношению к рентгеновским лучам. Расположение тетраэдрических и октаэдрическихединиц по отношению друг к другу в них недостаточно правильное, чтобы сделатьвозможной дифракцию, или отдельные структурные единицы, которые хорошоупорядочены, слишком малы по размеру, чтобы дать дифракционные эффекты.
Аллофановыекомпоненты не имеют обычно определенного химического состава или формы. Глины,содержащие аллофан, часто включает большие количества (-+5%) фосфатного или сульфатного компонента. Кроме того, в них обычноотносительно немного щелочей и щелочных земель, что приближает их кмонтмориллониту, но последний имеет тенденцию содержать некоторое количествомагния.
Вермикулит вглинистых минералах встречается в идее чрезвычайно мелких частиц в смеси сдругими глинистыми минералами и часто смешаннослойных постройках. Определитьего характерные свойства трудно, а часто невозможно. В связи сэтим до сих порнеизвестны диспергируемость его в воде, а также характерная форма и размерчастиц. Структура вермикулита подобна структуре хлорита, за исключением того,что в структуре вермикулита межслоевые ионы магния гидратированы чаще, чем чемэто имеет место в структуре брусита. Расположение молекул воды вокруг ионовмагния и относительно большой заряд на поверхности кристаллической решетки посравнению с монтмориллонитом, по-видимому, препятствуют набуханию минерала приобработке полярными молекулами. Однако межслоевая вода легко удаляется принагревании до температуры порядка 1000С, а кристаллическая решеткаминерала сжимается почти до 10 А0, подобно монтмориллониту,отличаясь в этом отношении от хлорита.
Визуальноструктуру аттапульгита можно представить в виде пучка брусочкоподобныхструктурных единиц, закономерно скрепленных вместе их длинными сторонами.Наружная сторона такого пучка брусочкоподобных частиц будет иметь вид «плато иканалов» или желобов, а их внутренняя часть будет состоять из чередующихсятвердых брусочков и вытягнутых каналов с угловатым поперечным сечением.
Структурасепиолита сходна соструктурой аттапульгита, отличаясь от нее главным образомразмером брусочковидных структурных единиц и замещениями в пределах структуры.В сепиолите эти брусочкоподобные структурные единицы примерно на 50% шире, чемв аттапульгите. В структуре сепиолита существуют редкие замещения ионов магнияили кремния. Встречается в волокнистых разновидностях с древовидным асбестом, вгидротермальных жилах, а также в виде землистых масс в озерных и морскихотложениях.
Палыгорскитыдавно известны под названиями «горная бумага», «горный картон», «горноедерево». Палыгорскиты являются алюмомагнезиальными силикатами, к которыхалюминий и магний присутствуют приблизительно в равных количествах. Для этихминералов характерно волокнистое строение.
Элементы,составляющие глины
Щелочныеэлементы(Na и K). Содержание калия и натрия в изверженных породах,кристаллических сланцах, в среднем весьма близки. Отношение числа атомов K/Na вэтих 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+.
Рассматриваяповедение ионов K+ в кристалле, следует констатировать, что посравнению с ионами Na+ они наилучшим образом обеспечиваютустойчивость кристаллической решетки слюды и, следовательно, иллитов. Конечно,в иллитах, являющихся неупорядоченными слюдами, присутствует определенноеколичество натрия, но в них в заметно большем количестве содержит калий.
В силупредпочтительной адсорбции и вхождения в силикаты количество калия в растворахгидросферы значительно уступает количеству натрия. Оба механизма действуют ужена первых стадиях выветривания. Сразу же начинается адсорбция калия и фиксацияего в силикатах. Поэтому серицизация полевых шпатов и иллитизация представляютдва основных явления при выветривании. Вот почему пресные воды зоны цементациихарактеризуются отношением K/Na=1/10, а морские воды 1/28,5. Спутниками калияявляются рубидий и цезий.
Щелочноземельныеэлементы (Ca и Mg). В большинстве случаев поведение кальция и магния вгидросфере отличается незначительно. Они накапливаются в карбонатных осадках исопровождаются железом в закисной форме. Карбонатные породы могут иметь какорганическое, так и химическое происхождение. В органогенных карбонатныхпородах резко преобладает кальций, поскольку скелетные остатки организмов обычносостоят из углекислой извести. Хемогенные породы могут быть как кальциевыми,так и магниевыми и железистыми.
Если привозникновении органогенных карбонатных пород основную роль играет кальций, апри возникновении хемогенных осадков, насколько можно судить по отношениюобъема доломитов и известняков, в равной мере важны и кальций и магний, то приновообразовании силикатов основное значение имеет магний. При трансформацииоткрытых смешаннослойных или деградированных глинистых минералов ивозникновении новообразований в гидросфере фиксируются значительные количествамагния. Хлорит, смешаннослойные минералы с хлоритовыми слоями, мотмориллонит,палыгорскит, сепиолит, тальк являются магнезиальными слоистыми силикатами.Магний содержится также в иллитах, глауконитах и разнообразных смешаннослойныхминералах. Кальций во всех перечисленных минералах отсутствует. Можно считать,что фиксируется в карбонатах, в то время как магний является важнойсоставляющей силикатов.
Железо иалюминий. 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, егоповедение может отличаться от поведения алюминия. Это различно проявляется ужена начальных стадиях выветривания.
Рассмотрим вкачестве примера латеритизацию, при которой происходит наиболее полноевысбождение элементов. При этом железо ведет себя по-разному: часть его взакисной форме мигрирует в виде истинного раствора или феррогуминовыхкомплексов; другая часть остается на месте, образуя полуторные окислы, в первуюочередь гетит. Она сопровождает глинозем, кристаллизующийся в форме гиббсита.Наряду с глиноземом окисное железо является основным компонентом латеритныхкирас и бокситовых горизонтов.
Растворимоежелезо постепенно мигрирует в седиментационные бассейны, в которых оно взначительной степени отделяется от алюминия. В осадочных отложениях онофиксируется в четырех формах: в виде свободных окислов, пигментирующихкрасноцветные обломочные серии; в виде карбоната (сидерита); в восстановленнойформе в виде сульфида (гидротроилита); наконец, в силикатной форме. Лишь впоследнем случае железо ассоциирует с глиноземом, основная часть которогосвязывается в алюмокалиевых силикатах.
Заметим, чтодля железа, особенно на стадии диагенеза, весьма характерна тенденция вновьвходить в решетку силикатов. С силикатизацией железа связано формированиеглауконита морских осадков, шамозитов железных руд и рано или поздноразвивающая хлоритизация. Формирование постседиментационного – диагенетическогои эпигенетического – хлорита происходит за счет свободных гидроокислов,сульфидов, карбонатов, глауконитов и даже иллитов, в которых всегда содержитсято или иное количество железа. В хлорите железо наряду с магнием находится воктаэдрических позициях.
Малоподвижныйглинозем еще раньше переходит в силикатную форму. При этом в условияхумеренного выветривания возникают серициты и иллиты, а при интенсивномвыветривании формируется каолинит. Если исключить достаточно редкие случаибокситизации, когда глинозем сохраняет свою геохимическую обособленность, можносчитать, что высвобожденный алюминий в сочетании с кремнием сразу же вновьвходит в решетку алюмосиликатных минералов.
Алюминий икремний. Поведение алюминия напоминает не только поведение железа, но отчаститакже и поведение кремния.
Привыветривании в обстановке выщелачивания кремнезем более растворим, чемглинозем. Часть высвобожденного кремнезема фиксируется в профилях выветривании,участвуя в формировании слоистых силикатов и кремнистых новообразований. Другаячасть мигрирует в седиментационные бассейны, где также дает началоновообразованным слоистым силикатам и обусловливает окремнение осадков.Основная масса кремнезема комбинируется с глиноземом, и лишь незначительная егочасть остается в свободном состоянии.
Высвобожденныйглинозем при достаточно интенсивном выщелачивании, обеспечивающем удалениекремнезема, может кристаллизоваться в гиббсит. Однако чаще всего в присутствиипостоянных водоносных горизонтов происходит накопление кремнезема и возникаюталюмосиликатные глинистые минералы. Поэтому обычно алюминий и кремнийнакапливаются совместно, и лишь иногда происходит их разделение. Как правило,оба элемента рекомбинируются немедленно после высвобождения из силикатов. Еслиже они разделяются, то малоподвижный глинозем концентрируется на месте впрофиле выветривания и формируются бокситовые горизонты.
Кремний идругие катионы в новообразованиях. Возрастание степени несовершенствакристаллической структуры новообразований обусловлено влиянием постороннихкатионов. Степень совершенства структуры уменьшается от макро- домикрокристаллического кварца, халцедона, опала со структурой кристобалита –тридимита, наконец, еще менее упорядоченного опала. Неупорядоченностьвозрастает под влиянием катионов кальция, который хотя не участвует вформировании кристаллической решетки силикатов гидросферы, но определяетвозникновение неупорядоченности. Присутствие в растворе заметного количествакатионов способствует возникновению кристаллических структур силикатов. Вчастности, при достаточном содержании Al, Fe, Mg формируются слоистыегидроокислы этих катионов, на которых фиксируется кремнезем и образуютсяглинистые минералы.
В этомпроцессе важнейшую роль играет глинозем. В ненасыщенных растворах онкомбинируется с кремнеземом в каолинит. В растворах с высоким содержаниемразличных катионов он ассоциирует с кремнеземом в тетраэдрическом слое ичастично занимает октаэдрические позиции. Чем выше содержание глинозема врастворах, тем богаче глиноземом новообразования глинистых минералов.
Структурасиликатов определяется характером сочетания кремнекислородных тетраэдров.Алюминий замещается кремнием, другие катионы располагаются в пустотахструктуры. Такое представление обусловлено тем, что периодичность решеткиминералов в значительной степени определяется характером сочетаниякремнекислородных тетраэдров. Однако в последнее время накапливается все большефактов, свидетельствующих о важной роли катионов при росте кристаллов.Разнообразие структур и возникновение некоторых необычных их типов во многомзависит от размеров катионов
Действительно,в присутствии кремнезема именно катионы влияют на характер кристаллическойструктуры. Как образно отметил Гольдштауб, «катионы заключены средикремнекислородных тетраэдров, как рыба, пойманная в сеть», причем сетьприспосабливается к размерам и расположению в ней рыбы.
При снижениивлияния катионов на формирующуюся силикатную кристаллическую структуру,возникает трехмерная структура кварца. По мере роста нарушающих структурукатионов вместо трехмерной структуры формируются «чередующиеся слои»кристобалита или тридимита. Эти слои состоят из колец кристобалита, но ввертикальном направлении периодичность отсутствует. Можно говорить о началеформирования двухмерных структур. Организуясь подобным образом, они дают началоглинистым минералам. Можно считать, что если в поверхностных условиях приформировании структуры определяющую роль играют K, Mg, Al то неизбежнообразуются двухмерные структуры. На глубине K, Mg, Ca, Al могут входить втрехмерные структуры полевых шпатов.
Неупорядоченность,упорядоченность, размер частиц. Возрастание неупорядоченности структурысопровождается в новообразованиях кремнезема уменьшением размера кристаллов, ив конечном итоге возникают опалы, стоящие на границе кристаллического состояниявещества. Иначе говоря, по мере того как в кристаллическую структуру кремнеземавходят катионы, размер кристаллов уменьшается.
Приобразовании глинистых минералов формируются упорядоченные структуры. Однакостепень совершенства структуры тесно связана с количеством изотипных игомотипных замещений. В глинистых минералах возможность изоморфных замещенийочень велика, что препятствует формирование совершенных кристаллическихструктур с большим размером кристаллов глинистых минералов. На стадии эпигенезаи метаморфизма под влиянием температуры и давления идет перестройка структурслоистых силикатов, чуждые ионы удаляются или перегруппируются, размеркристаллов возрастает. Важной особенностью геохимии поверхностных процессовявляются малые размеры образующихся кристаллов, отражающие неупорядоченность ихкристаллических структур. Всякое выщелачивание катионов из решетки силикатовобусловливает ухудшение степени совершенства их структуры и диспергациюминералов. Это один из главнейших механизмов выветривания. И напротив, любыепримеси в растущем кристалле препятствуют возникновению совершенной структуры иобуславливают «криптокристаллическое» состояние минерала. При освобождении отпримесей структура упорядочивается и размеры кристаллов возрастают.
Синтез
Все глинистыеминералы, за исключением аттапульгит-сепиолита и, возможно, галлуазита, былисынтезированы из смесей окислов при низких температурах и давлениях.Температурны синтеза были порядка первых сотен градусов Цельсия, адавления-порядка 100 атм или ниже. Эта работа в об щем показала, что в системахглинозем-кремнезем без щелочей и щелочных земель с отношениями кремнезема кглинозему, лежащими в пределах составов глинистих минералов, образуетсякаолинит. При добавке к таким системам калия образуется иллит, при добавкенебольших количеств магния-монтмориллонит, а при болем високих концентрацияхмагния-хлорит. В присутствии натрия возникают цеолиты. Кальций, по-видимому,слабо влияет на направление синтеза, хотя, возможно, он благоприятствуетразвитию структуры монтмориллонитового типа.
Энен и Робишепоказали, что глинистые минералы могут бать синтезированы при обычныхтемпературах и давлении, если окислы смешивать вместе очень медленно и прибольшом разбавлении.
Гидротермальноеобразование
Уже давнобыло установлено, что аргиллизация, вызванная гидротермальным воздействием,часто наблюдается в виде ореолов вокруг рудных месторождений. Глинистыепродукты изменения также ассоциируют с горячими источниками и гейзерами.Масштабы ореолов изменения могут варьировать от нескольких до 100 футов иболее. В таких ореолах измененных пород встречены все глинистые минералы, заисключением аттапульгит -сепиолита. Часто устанавливается зональноерасположение глинистых минералов вокруг источника изменения, причем слюда и каолинитрасполагаются ближе к этому источнику, а хлорит и монтмориллонит — дальше.
Явления каолинизациипроисходят в условиях низкотемпературных гидротермальных процессов привоздействии очевидно кислых вод, содержащих в основном CO2, наалюмосиликаты и силикаты алюминия, не содержащие щелочей. Этот процесс, посуществу, приводит к образованию псевдоморфоз каолинита по тем или инымминералам 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.
Выветриваниеи почвы
Глинистыеминералы образовались в результате почвообразующих процессов, или эти процессыоказали существенное влияние на изменение характера глинистых минералов.Характер глинистых минералов, встречающихся в данной почве, зависит от природыматеринского материала, а также от климата, топографии, растительности ивремени, в течение которого продолжалось воздействие этих факторов. Характерисходного материала имеет относительно большое значение на ранних стадияхвыветривания, чем там, где выветривание продолжалось в течение долгого периодавремени.
Там, гдеклимат и топография таковы, что преобладающим движением воды являетсяпросачивание вниз через зону изменения, происходит выщелачивание щелочей ищелочных земель, присутствовавших в исходном материале.
В условияхранних стадий выщелачивания продуктом выветривания являются несколькодеградированные иллиты и хлориты и набухающие глинистые минералы, а позднееразвиваются каолинит и конечные окислы и гидроокислы по мере того, каквыщелачивание становится более полным.
В засушливыхрайонах, где вода не просачивается вниз, выщелачивания не происходит; щелочи ищелочные земли остаются близ поверхности, и развиваются почвы черноземноготипа, содержащие иллитовые, хлоритовые и монтмориллонитовые глинистые минералы.В чрезвычайно засушливых условиях пустынь, где концентрация магния особенновысока, отмечается образование аттапульгита; считают, что этот минерал образуетсяименно в таких условиях.
В результатепроцессов выветривания, особенно там, где происходят значительные вертикальныедвижения влаги, образуются последовательные горизонты в пределах зоныизменения. Эти горизонты часто имеют резкие границы с соседними горизонтами.Такие горизонты различаются степенью разложения коренного материала, составом иотносительным развитием вторичных минералов, различным размером частиц, содержаниеморганического материала, а также содержанием щелочей и щелочных земель.
Глинистыеобразования вулканического происхождения (бентониты)
Излившиесявулканические породы зачастую содержат значительное количество стекла, вбольшей степени, чем кристаллические силикаты, подверженного гидротермальнымизменениям, в результате чего возникают залежи глинистых пород.
Преобразованиевулканических стекол в глинистые породы может происходить тремя совершенноразличными путями:
А) подгидротермальным воздействием вулканических фумарол;
Б) путем преобразованиявулканических пеплов и туфов в водной среде седиментационных бассейнов;
В) путемвоздействия на вулканические пеплы и туфы метеорных вод в субаэральныхусловиях.
Термин«бентонит» предложен Найтом для меловых коллоидных глин, образующих месторождениеФорт-Бентон (Вайоминг, США). Если эту глину поместить в воду, она разбухает,увеличиваясь в объеме в несколько раз, и дает тиксотропные гели с водой дажепри относительно небольшом содержании глины. Позднее было доказано, что этиглины имеют существенно монтмориллонитовый состав и являются продуктомизменения вулканических пеплов. Сегодня под бентонитами понимается любаяколлоидальная глина с выраженной адсорбирующей способностью.
Теперьизвестно, что изменение вулканического пепла на месте его выпадения обычноприводит к образованию глин, которые состоят из монтмориллонита. В некоторыхслучаях в них также могут присутствовать иллит или каолинит. Известно, чтоизменение некоторых вулканических пеплов может привести к образованию глин,сложенных галлуазитом и аллофаном, что в основном зависит от состава вулканическогопепла. Эти минералы образуются в том случае, когда исходный вулканический пепелимеет исключительно низкое содержание щелочей и щелочных земель.
Современныеосадки
Преобладающимиглинистыми минералами в современных осадках морей, по-видимому, являются иллити хлорит. В некоторых районах, таких, как Мексиканский залив, в качествеважного компонента современных осадков также присутствует монтмориллонит.Обычно присутствует, кроме того, каолинит, но часто в очень малых количествах.
Современныеосадки, образующиеся вне морских водоемов, могут иметь любой состав глинистыхминералов. Однако в сильно засоленных бассейнах, расположенных в пустынныхрайонах, развивается иллит, хлорит или аттапульгит в зависимости от природыприсутствующих в воде этих бассейнов катионов. Например, в присутствии магния взависимости то его концентрации будет образовываться аттапульгит или хлорит,причем последний минерал развивается при более высокой концентрации магния.
Морскиеотложения
Влияниеморских условий на отложение ила заметно уже у берега, на континентальномшельфе и более глубоких океанических бассейнах. Распределение иловнеравномерное и контролируется рельефом дна, морскими течениями и размещениемисточника глинистых материалов. В дальних устьях крупных дельт таких рек, какМиссисипи и Ориноко, глины отложенные в мелких морских водах, почти неотличаются по литологии от глин, отложенных в тех участках, где не сказываетсявлияние дельты.
В мелководныхшельфовых участках накопления ила и алеврита скорость осаждения может бытьнастолько малой, что осадки могут быть существенно переработаны колониямиразнообразных видов морских организмов. В результате образуются сложныепятнистые или биотурбационные текстуры.
Голубые илигрифельно-серые терригенные илы широко распространены в современных морях иокеанах. Зеленые илы, подобные илам бассейнов дальнего побережья Калифорнии,распространены гораздо шире, чем первоначально предполагалось. Их зеленаяокраска обусловлена присутствием зеленого иллита и монтмориллонита; хлорита имелкозернистого глауконита в них немного. Для зеленых морских илов характерновысокое (около 7%) содержание органического вещества.
Морскиеглинистые осадки, образовавшиеся при размыве латеритных участков суши, обычносодержат много красных окислов железа.
В некоторыхучастках современных морей, там, где в придонных водах существует большойнедостаток кислорода, отлагаются черные илы, содержащие много сохраняющегосяорганического вещества и углекислоты наряду с переменными количествамисероводорода. Черные илы могут быть отложены почти на любой глубине — как всамых мелких лужах, так и в таких глубоких впадинах, как Черное море и глубокиенорвежские фиорды, при условии, что придонные воды загрязнены и застойные.
В отличие отдругих глинистых сланцев черные сланцы обычно содержат повышенные концентрациитаких второстепенных элементов, как уран, мышьяк, медь, молибден, свинец,ванадий и цинк. Также концентрируются сингенетические сульфиды металлов, иногдав промышленных количествах.
Среди всехабиссальных отложений наиболее широко распространены и наиболее характерныотложения, называемые бурыми красными глинами. Они образуются отчасти приразрушении пород и минералов на месте, но в основном за счет тонкоготерригенного детритуса, перенесенного с шельфовых участков и переотложенногоглубинными морскими течениями.
Онивстречаются во всех самых глубоких частях океанов, где глубина вод превышает4,5км. Бурые глины различны по составу и последний варьирует в зависимости от источникапоступающего материала.
Морскиемергели и глинистые известняки. Морские мергели, глинистые известняки иизвестковистые глинистые сланцы часто представляют собой загрязненныеизвестковистые органогенные отложения, близкие к мелоподобным мергелям меловоговозраста юго-восточной Англии, которые своей известковистостью обязаны обилиюпластинок и фрагментов кокколитов.
Пресноводныеи континентальные отложения
Глиныледниковых озер. Глины ледниковых озер сложены в основном продуктами физическогоразрушения материнских пород, раздробленными до размера тонкого порошка илигорной муки
Глинистыеосадки, отложенные из суспензии в холодных водах ледниковых озер, обычнохарактеризуются хорошо выраженной тонкой слоистостью, это ленточные глины (варвы).Считают, что каждый двойной слой или каждая лента в этих отложенияхпредставляет собой осадок, отлагающийся в течение одного года; этопредположение основано на данных о скорости осадконакопления в ледниковыхозерах. Осадочный материал вносится в озеро только в теплое время года, когдалед тает. При этом крупные зерна оседают быстро, а тонкий материал оченьмедленно; это происходит отчасти потому, что в чистых ледниковых водахфлоккуляция отсутствует, а отчасти потому, что вязкость воды близ точки еезамерзания значительно возрастает. Таким образом, крупнозернистые (обычноалевритовые) осадки летнего слойка кверху постепенно сменяются оченьтонкозернистым зимним слойком, который резко сменяется крупнозернистымматериалом следующего летнего слойка.
Озерные глиныи илы. Озерные глины и илы обычно содержат много глинистых минералов наряду сорганическим веществом. Илы, отложенные в краевых частях озер, очень богатыуглистыми остатками, тогда как в глубоких центральных частях озер значительнуюдолю осадков могут составлять остатки планктонных водорослей. Илы некоторыхозер высококремнеземистые из-за обилия в них остатков диатомовых водорослей.
Тонкаяслоистость характерна для отложений спокойных глубоких участков озер. Слойкичасто представляют годовую или сезонную порцию осадка, однако они могутобразоваться при быстром отложении осадка из небольших турбидитовых потоков.
Большинствоглин, вероятно, состоит из смеси глинистых минералов, однако известныкаолинитовые глины, таковы, в частности боллклеи (комовые глины) в юго-западнойчасти Англии.
Вкаменноугольных слоях графства Эр в Шотландии были описаны озерные бокситовыеглины (т.е. содержащие значительные количества гидроокислов алюминия); этиглины, вероятно, образовались в результате размыва бокситов, образовавшихся налатеритизированных базальтах. Гидроокислы алюминия редко встречаются впереотложенных глинах; подавляющее большинство бокситовых глин относится костаточным образованиям.
Тонштейны. Тонштейныпредставляют собой светло-бурые богатые каолинитом плотные породы, ассоциирующиесяс угленосными толщами. Пласты этих глин имеют мощность в среднем 5см (максимумдо 2м) и обычно залегают непосредственно на угольном пласте или тонкопереслаиваются с углями. Многие пласты глин прослеживаются на больших площадяхи служат маркирующими горизонтами. В шлифах видно, что каолинит представленкрупными червеобразными кристаллическими агрегатами или криптокристаллическойосновной массой. Присутствуют также иллитовые и смешанные каолинит-иллитовыезерна наряду с редкими вкрапленниками других обломочных материалов.
Тонштейныследует 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 породыможно по брекчиевым текстурам течения, которые, как полагают, возникают врезультате постседиментационного уплотнения.
Пресноводныемергели 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 глинистымиизвестняками. Количество известковистого вещества, смешанного с глинистыми иалевритовыми частицами, составляет 40-60%. Степень литификации этих породразлична и не обязательно зависит от возраста, так что граница междумергелистым известняком и мергелем весьма субъективна. Многие из красноцветныхотложений пермо-триаса в северном полушарии являются настолько мягкими и легко выветривающимися,что к ним больше подходит название «мергели». Эти пласты обычно массивные илинзовидные. Они, видимо, быстро отложились в мелких озерах, возможно привоздействии ветра. В противоположность этим породам большая часть эоценовыхозерных отложений формации Грин-Ривер представлена твердыми породами, которымбольше соответствует название «мергелистые известняки».
Лессы. Чистообломочные тонкозернистые эоловые осадки известны под названием лессы. Ониочень широко развиты в Китае, Северной Америке и на севере Европы. Лессы резкоотличаются от большинства илов и глин, отложенных в водной среде, по составуони сложены обломками породообразующих минералов, а глинистые минералыприсутствуют только в подчиненных количествах или их вообще нет. Частицы в лессахимеют резко угловатые формы и, вероятно, представляют собой продуктмеханического дробления пород в месте их залегания под воздействием льда илипрерывистых почвообразующих процессов. Большей частью эти образования вобширных плейстоценовых отложениях северного полушария очень сходны стонкозернистыми ледниковыми осадками и, по-видимому, представляют собойзандровые отложения ледников и ледниковых покровов. С другой стороны, можнодумать, что самые тонкие обломки образовались при ветровой абразии в пустыняхЦентральной Азии и западной Америки, выдувались из пустынных районов инакапливались в районах, покрытых растительностью, особенно травянистой, встепях или прериях, с образованием лессоподобных отложений. Лессы Китая иЕвропы представляют собой тонкозернистые известковистые алевриты или глины безслоистости, однородные по структуре. Это довольно мягкие, крошащиеся в рукахпороды. Однако они очень устойчивы к размыву и часто образуют вертикальныестенки высотой в десятки метров. Это свойство лесса усиливается из-замногочисленных вертикально расположенных тонких каналов, выполненных карбонатомкальция; предполагается, что эти каналы оставлены корешками растений.
Глинистыеминералы – индикаторы условий осадконакопления
Некоторыеглинистые минералы (иллит и хлорит непригодны для этой цели) могут служитьиндикаторами осадконакопления. Присутствие монтмориллонита можетсвидетельствовать о переотложении гидротермальных продуктов, о выветривании вбассейне вулканических стекол. Монтмориллонит может являться остаточнымпродуктом при эволюции почв; поступать из кальциевых и гидроморфных почв. Приосадконакоплении монтмориллонит возникает в щелочной среде. Глауконитхарактеризует морскую обстановку, а палыгорскиты – обстановку химическогоосадконакопления, независимо от солености бассейна.
В целом рольглинистых минералов при восстановлении условий осадкообразования сводится кследующему.
1.Обломочныеглинистые минералы, принесенные в бассейн извне, не являются индикаторамиусловий осадконакопления.
2.Эти минералыпозволяют оценить интенсивность эрозии и характер выветривания на прилегающемконтиненте. Иллит и хлорит свидетельствуют о преимущественном развитиипроцессов физического выветривания, хлорит чрезвычайно чуствителен квоздействию выветривания. Иллит, смешаннослойные образования и вермикулитговорят о развитии умеренного химического выветривания. Монтмориллонитпочвенного происхождения свидетельствует о наличии плохо дренируемых почв, вкоторых господствовали щелочные условия. Каолинит почвенного происхожденияуказывает на интенсивное химическое выветривание.
3.Новообразованные глинистые минералы (глауконит, палыгорскиты, шамозиты и иногдатальк) свидетельствуют о химическом осадконакоплении.
4.Более того,новообразованные глинистые минералы позволяют восстановить господствовавшие наконтиненте климатические условия. Лучший пример тому – палыгорскит, возникающийпри интенсивном гидролизе минералов на континенте.
5.Трансформированныеглинистые минералы позволяют реконструировать условия, господствовавшие наконтиненте (деградированные минералы), и условия седиментации (аградированныеминералы).
В целомданные по глинистым минералам следует с большой осторожностью использовать привыяснении условий осадконакопления. Но если глинистые минералы имеют обломочноепроисхождение, они столь же мало говорят об условиях седиментации, как иобломочный кварц.
Метаморфизмглинистых пород
Глиныявляются основным типом силикатных пород, возникающим в поверхностных условиях.Если при выветривании происходит разрушение и преобразование силикатных пород,то при метаморфизме развивается их регенерация.
Постседиментационнаяэволюция каолинита и монтмориллонита.
На стадииэпигенеза, до начала метаморфизма, каолинит преобразуется в иллит и серицит. Обэтом свидетельствует широкая серицитизация каолинитов под влияниемминерализованных растворов и отсутствие каолинита в сланцах, стоящих на порогеметаморфизма.
При процессахрегионального метаморфизма в условиях высоких температур глины переходят вплотные глинистые сланцы (аргиллиты и филлиты). Выше 3000 каолинитполностью 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 богатыхкаолинитом и бедных калием осадочных пород должна привести к возникновениюпирофиллита.
В еще большейстепени на стадии эпигенеза изменяется монтмориллонит. Он также исчезает доначала метаморфизма. Хотя эволюция монтмориллонита и не была еще прослежена шагза шагом, однако имеются основания полагать, что глиноземистые монтмориллонитыпод влиянием минерализованных растворов преобразуются в иллит и серицит. Подвлиянием магнезиальных растворов монтмориллонит может замещаться хлоритом.Хлорит может развиваться и по триоктаэдрическому монтмориллониту.
Такимобразом, каолинит и монтмориллонит преобразуются на стадии эпигенеза, задолгодо начала метаморфизма.
Иллит ихлорит. Эти минералы систематически возникают на стадии эпигенеза. В сланцах(серицитовых, хлоритовых, блестящих, зеленых и т.д.) основнымипородообразующими минералами являются серицит и хлорит. Наблюдаетсязначительная эволюция от глинистых сланцев, сложенных чешуйками глинистыхминералов размером в микроны или десятки микронов, к метаморфическим сланцамэпизоны со слюдистыми чешуйками размером в миллиметры или десятки миллиметров.
Иллиты ихлориты осадочных отложений характеризуются многочисленными изоморфнымизамещениями и по сравнению с крупнокристаллическими слоистыми силикатами,возникшими при метаморфизме, содержат весьма обильные чуждые примеси. По меревозрастания давления и температуры и развития метаморфических процессовструктура глинистых минералов, стремясь достигнуть минимума внутренней энергии,становится все более совершенной. Железо и частично магний удаляются из иллитаи входят в решетку хлоритов.И обратно, из решетки хлорита удаляются чуждыеионы, в частности алюминий, которые поступают в растущие слюдистые минералы. Перераспределениеэлементов сопровождается ростом кристаллов слоистых силикатов. Именно обильныезамещения обусловливают небольшой размер частиц слоистых силикатов, а по меретого как в процессе метаморфизма происходит «очищение» структуры размерыкристаллов растут.
Небходимопомнить, что при эволюции глин в глинистые сланцы не наблюдается прямогоперехода слоистых силикатов глин в крупночешуйчатые слоистые силикаты сланцев.Здесь имеют место сортировка, перемещение, обмен элементами между слоистымисиликатами и возникают более совершенные, а потому более крупные кристаллы. Вконечном итоге формируется сланец, сложенный глиноземистым, кремнеземистым имагнезиальным серицитом и хлоритом. Содержание различных минералов определяетсяпервичным составом глины.
Слюдыслюдистых сланцев По мере возрастания степени метаморфизма сланцы низкихступеней метаморфизма постепенно переходят в двуслюдяные сланцы, состоящие измусковита и биотита. Эволюция серицита развивается путем удаления чуждых ионов,в частности ионов магния, и путем упорядочения решетки, теряющей воду иобогащающейся калием. Одновременно происходит преобразование хлорита в биотит.При этом магний покидает межслоевые прокладки хлорита и наряду с железомзанимает октаэдрические позиции, а калий обеспечивает межслоевые связи.Перераспределение элементов в ассоциации белая – темная слюда, устойчивой взоне слюдистых сланцев, происходит в ином порядке, чем при выветривании. Нужноотметить, что когда в эпизону попадает значительное количество натрия, онвыделяется из решетки слоистых силикатов и возникает альбит – минерал,достаточно характерный для многих слюдистых сланцев. Этот минерал формируетсязначительно чаще, чем парагонит.
На стадииметаморфизма натрий и кальций обычно входят в решетку известково-натриевыхполевых шпатов. В серии филлитов рано или поздно возникают калиевые полевыешпаты. Они развиваются прежде всего по мусковиту и при этом алюминий переходитв четверную координацию. В отличие от богатого глиноземом мусковита, биотит неможет 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 сланцеввключают не только слоистые силикаты, но и обильные полевые шпаты, аединственным свидетелем былого состава породы является биотит В катазонебиотит, в свою очередь, замещается полевыми шпатами и дает начало ортоклазам илишенным глинозема магнезиально – железистым минералам, например ромбическимпироксенам.
На высокихступенях метаморфизма, например в гранулитовых фациях, господствовавшие вгидросфере слоистые силикаты полностью исчезают. Алюминий входит в решеткуполевых шпатов, а магний и частично железо – в решетку пироксенов. Титан ижелезо, постепенно переходившие на стадиях эпигенеза и начального метаморфизмав силикатную форму, вновь высвобождаются в идее ильменита, характерного длягранулитовых фаций.
Месторождения
Большоеколичество месторождений каолина распространено на территории Украины, в зонахвыветривания выходов массивно– кристаллических пород Южно-Русского щита.Главнейшими из них являются: Глуховецкое, Турбовское и Райковское(Винницкаяобласть), Просянское (Днепропетровская область) и др. На Урале большоеколичество первичных и вторичных месторождений, преимущественно огнеупорныхкаолинов распространено в Свердловской и Челябинской областях. В Крыму, врайонах от Карасубазара до Севастополя установлены глины серовато-зеленогоцвета, состоящие из коллоидального монтмориллонита, которые хорошо адсорбируютедкие щелочи и полностью поглощают углекислые щелочи из слабых водных растворови поэтому широко применяются в мыловаренной промышленности.
Заключение.
Из большогочисла разновидностей известны пород только некоторые являются наиболеераспространенными. Три главных типа – песчаники, глинистые сланцы и известняки– составляют 95% и более всех пород. А среди этих главных типов глинысоставляют 70-83%.
Глинысчитаются «малым полезным ископаемым»; по традиции многие думают, что глиныотносительно дешевы. В действительности это не так. Если учесть общую стоимостьвсех добываемых глин, окажется, что она весьма велика – выше стоимостибольшинства других полезных ископаемых.
Глиныиспользуются в нефтяной промышленности для очистки продуктов дробной перегонкинефтей от посторонних взвешенных примесей; в текстильной- при отделке суконныхматериалов; в резиновом производстве — в качестве активного наполнителя; вмыловаренной и косметической промышленности; применяются для очистки воды ипищевых продуктов; в фармацевтической промышленности.
Главнейшим истарейшим потребителем является керамическая промышленность. Каолин применяетсяв тонкой керамике при производстве фарфора и фаянса; в бумажной промышленностив качестве наполнителя.
Практичноеиспользование глин велико и важно для многих областей деятельности человека.
Списоклитературы
1. Ж. МИЛО «ГЕОЛОГИЯГЛИН» ЛЕНИНГРАД. 1968г.
2. Ф.ДЖ. ПЕТТИДЖОН«ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ». МОСКВА 1981г.
3. ДЖ. ГРИНСМИТ«ПЕТРОЛОГИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД». МОСКВА «МИР» 1981г.
4. Р.Э.ГРИМ «МИНЕРАЛОГИЯИ ПРАКТИЧЕСКОЕ ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ГЛИН». МОСКВА «МИР» 1967г.
5. А.Г. БЕТЕХТИН«МИНЕРАЛОГИЯ» МОСКВА 1950г.
6. ГОРНАЯ ЭНЦИКЛОПЕДИЯ.МОСКВА «СОВЕТСКАЯ ЭНЦИКЛОПЕДИЯ» 1986г.