Особенности химического состава глинистых минералов, определяемые их строением. Изоморфные замещения.

Глинистые минералы — группа водных силикатов, слагающих основную массу глинистых отложений и большей частипочв и определяющих их физико-химические, механические и др. свойства.

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

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

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

Группа каолинита (каолинит, галлуазит) c пакетом, состоящим из одного слоя октаэдров и одного слоя тетраэдров. Пакеты прочно связаны между собой и плотно прилегают друг к другу, в результате чего молекулы воды и катионы металлов не могут входить в межпакетное пространство и минерал не набухает в воде, а также обладает низкой ёмкостью катионного обмена (ЕКО).

Группа монтмориллонита или группа смектита (монтмориллонит, нонтронит, бейделит и др.) с трёхслойным пакетом вида тетраэдр-октаэдр-тетраэдр. Связь между пакетами слаба, туда проникает вода, из-за чего минерал сильно набухает. Отличается высокой ЕКО (до 80-120 мг-экв на 100 г.).

Группа гидрослюд (гидробиотит, гидромусковит и др.) также с трёхслойным пакетом, но сильной связью между ними. Практически не поглощают воду и не набухают в ней. Отличаются высоким содержанием калия, поскольку его ионный радиус позволяет ему входить в пустоты структуры минерала.

Группа хлорита с четырёхслойной набухающей структурой.

Группа смешаннослойных минералов с чередованием пакетов различных типов. Носят названия вида иллит-монтмориллонит, вермикулит-хлорит и т. п., свойства сильно варьируют.

В чем логика классификации?

1) слоистость по типу слоя

2) Расстояние между минералами решетки в ангстремах

3) Группа минералов

4) подгруппа

Кристаллы ллвойные и тронные (слоями)

 

Типы слоя:

1:1 Каолинит-серпентин 2:1 тальк-пирофиллит Тип слоя 2:1:1 Мусковит биотит иллит глауконит

аолинит – Al4[Si4010](OH)

Хризотил – MgSi205(OH)

Мусковит – Al2(AlSi3010)(OH)

Биотит – K(Mg,Fe)3[Si3AlO10]

Иллит

Аллофан SiO2*Al203*n)H20

 

Тип слоя 2:1:1

Группа смектитов

Монтмориллонит (Na,Ca)0.333(Al,

Группа хлорита 

Брусситовый слой (Бруссит – Mg3OH6)

Хлорит общий – (Mg,Fe)3[Al,Si]4O10(OH)2* 3(Mg,Fe)(OH)2

Структура слоисто-ленточная

Группа палыгорскита сеполита: палыгорскит сепиолит

 

Минералогическая классификация глинистых пород.

! Те минералы, которые м.б. породообразующими

Мономинеральные и олигомиктовые	Мезомиктовые и полимиктовые группы
Каолинитовые Монтмориллонитовые Гидромусковитвые Нонтронитовые Серпентинитовые Палыгорскитовые Сепиолитовые Волконскоитовые	Каолинит-гидрослюдистые Гид.слюд-смектовые Смектит-гидрослюд Хлорит-смектитовые Хлорит-гидрослюдистые Гидробиотит-вермкулит-глауконитовые Каолинит-хлорит-гидрослюд Палыгорскит-монтмориллонитовые

 

Происхождение химических порог

1 Химическое выветривание силикатных пород и стекла

2 Выветривание ранее накопленных глинистых толщ

3 Гидротермальный вынос глинозема и кремнезема

4 Трансформация глинистых минералов в процессе син-, диа-, ката- и метагенеза.

 

Билет № 42.

Зональное строение кор выветривания и схема образования глинистых минералов в корах выветривания.

Каолинит — глинистый минерал из группы водных силикатов алюминия Образуется каолинит в результате химического выветривания алюмосиликатов, особенно полевых шпатов.. Окислительн щелочно-кислы процесс – каолинизация. Пш – гидрослюды, 6КAlSi3O8+2CO2+2H2O=2KAL2ALSi3O10(OH)2+2K2CO3+12SiO2

Гидрослюды в каолинит, 4KAL2ALSi3O10(OH)2+2СO2+8H2O=3Al4Si4O10(OH)8+2H2CO3 Нижний, монтмориллонит-гидрослюдистый горизонт - фронт выветривания, которым оно наступает, распространяясь все глубже, на свежие породы и осадки. Гидролитическое действие воды освобождает и приводит в подвижное, растворенное состояние прежде всего щелочные элементы (К и Na), которые и определяют щелочной характер среды (рН > 7), что способствует также и выносу кремнезема. Этим и объясняется формирование в первую стадию выветривания типично щелочных глинистых минералов, как гидромусковит и монтмориллонит. По мере выноса щелочных элементов усиливается вынос щелочноземельных - Ca и Mg - при одновременном снижении рН. Это приводит к трансформации глинистых минералов, которые постепенно превращаются в каолинит - типичный минерал кислых условий. Таким образом, щелочная стадия выветривания постепенно сменяется кислой (горизонты 4 и 3).

Геология фосфатолитов. Источники, способы и условия образования.

Фосфоритами (Ф) называют породы, больше чем на 50% сложенные фосфатными минералами. При определении фосфоритов как руды на фосфор (для удобрений) кондиции значительно ниже, в некоторых случаях (когда породы легко обогатимые, например рыхлые) до 5% P2O5, например в оболовых песках нижнего ордовика в Прибалтике. Кларк P2O5 в глинах 0,17%, в известняках — 0,04%. Породы с 19,5% P2O5 содержат почти 50% фосфата кальция — «апатита», а с 7,8% — около 20% «апатита». Фосфориты слагаются не алюмофосфатами и не железофосфатами, а кальциевыми фосфатами, относящимися к группе апатита, точнее фторапатита (см. 9.3). Это биогенные и хемогенные минералы, в которых фосфор входит в состав организмов, особенно в состав их скелета. Обладая «средней» растворимостью, соединения фосфора, главным образом в виде фосфорного ангидрида (ортофосфорная кислота), могут насыщать некоторые участки гидросферы и выпадать химическим способом.

Источники фосфора множественны: выветривание на суше, вулканизм, но главные — это запасы в гидросфере и биосфере. Особенно велики запасы в биосфере, но они обычно ускользают из анализов морской воды, так как сосредоточены в живом веществе — телах организмов; фосфор — биогенный элемент. Запасы фосфора в океане 137· IO9 т, что в тысячи раз превосходит ежегодное поступление из всех источников, но, вероятно, во много раз (сотни?, тысячи?) уступает запасам, сосредоточен'102 ным в телах организмов, т. е. в биосфере. Находясь в биологическом круговороте — в питательных, или трофических, связях, этот фосфор лишь частично поступает в собственно гидросферу — при гидролизе органического и скелетного вещества. Соотношение ежегодного поступления в океан с континентов и из гидротерм не установлено, но уже грубый подсчет показывает резкое преобладание первого, хотя вопрос требует дополнительного изучения и учета эндогенного источника фосфора.

Способы образования многочисленны. Уже при изучении образцов и шлифов желваковых и зернистых фосфоритов легко устанавливается механический способ их накопления, что выражается в обломочной структуре, окатывании, а в некоторых случаях — в сверлениях желваков с разных сторон, указывающих на эпизодическое перекатывание и пребывание в изолированном виде. Если даже признаки окатывания не развиваются, о механическом процессе накопления свидетельствует смешанность материала, указывающая на конденсацию желваков, оолитов, копролитов, раковин и других крупных зерен в результате перемыва осадков с рассеянными этими крупными фрагментами. Большая часть зернистых фосфоритов заключает обломки сцементированных оолитовых или других фосфоритов (см. рис. 9.2), что указывает и на процесс кластирования, т. е. взламывания, механического или физического разрушения, сформировавшихся пластов фосфоритов. Нередко устанавливается многократность взламывания, осаждения, цементации и нового взламывания пластов фосфоритов

 

Биологическая форма первичного накопления фосфата и фосфоритов очевидна в ракушняковых брахиоподово-створковых, например оболовых, и в костяных фосфоритах. В них фосфор первично концентрировался секреционным способом организмами — беззамковыми брахиоподами или рыбами, морскими млекопитающими, ихтиозаврами, плезиозаврами или даже наземными пресмыкающимися

 

Хотя фосфориты — преимущественно морские образования (Вenter, 1980; Manheim et al., 1975; Sheldon, 1981; и др.), они формируются и на суше: гуано, коры выветривания известняков аридных зон, иногда костяные брекчии. В морях они отчетливо тяготеют к шельфу или поднятиям, отмелям, а в общем, к тем участкам, на которых иссякает поток терригенного материала, а морской планктоногенный принос замедляется на-

столько, что осаждающиеся тела и раковины организмов успевают в условиях открытой или закрытой по отношению к морской воде системы преобразоваться так, что входящие в их состав фосфаты не рассеиваются, а концентрируются в виде микроконкреций. Они часто перемываются даже не сильными течениями и волнением. Фактически везде фосфориты образуются в условиях перерыва и документируют его. Почти без исключения фосфориты — это перерывные образования. Наиболее выгодные для фосфоритообразования условия, следовательно, требуют пассивного тектонического режима и аридного климата, зоны фосфоритообразования при которых избавляются от разбавляющего и подавляющего силикатного, карбонатного или кремневого материала. Поэтому понятие «богатые геосинклинальные фосфориты» — нонсенс, хотя и в геосинклиналях могут быть пассивные зоны, благоприятные для образования фосфоритов, но обычно незначительные по масштабам. Более конкретные палеогеографические условия образования, фосфоритов выражаются теми обстановками, в которых сочетаются относительная мелководность, тиховодность (она необходима для фосфатизации водорослевых пленок и осадков и «вызревания» фосфоритовых зерен) и периодические или эпизодические перемывы, осуществляющие конденсацию фосфатных зерен, желваков, костей или копролитов