Глинисті породи

Міністерство освіти і науки України

Харківський національний університет ім. В.Н. Каразіна

Геолого-географічний факультет

Кафедра петрографії, мінералогії та корисних копалин

Курсова робота

по літології

на тему «Глинисті породи»

Склала студентка гр. ГІ-41

Білоус О.М.

Керівник: Доц. Клевцов А.А.

Харків 2010 р

Зміст

Введення

Класифікація глин

Номенклатура глинистих порід

Структури і текстури глинистих порід

Атомна структура, склад і групи глинистих мінералів

Елементи, що становлять глини

Синтез

Гідротермальної освіта

Вивітрювання та грунту

Бентоніт

Сучасні опади

Глинисті мінерали - індикатори умов осадконакопичення

Метаморфізм глинистих порід

Родовища

Висновок

Список літератури

Введення

Глинисті породи - ущільнені (зв'язкові) скупчення дрібних частинок зруйнованих порід ("породної борошна"), що складаються переважно з глинистих мінералів.

Мінерали глин представлені тонкими мінеральними частинками шаруватих силікатів (менше 0,05 мм у поперечнику) зазвичай лускатого габітусу з досить досконалою спайності. Утворюються вони при розкладанні силікатних мінералів. Найбільш відомі з мінералів глин-сніжно-білий каолініт і монтморилоніт. Також сюди відносяться монотерміт, галлуазіт, гідрослюди, іноді палигорскіт.

Хоча в глинистих породах частки в основній масі мають розмір менше 0,004 мм, зазвичай, у них є достатня кількість частинок алевритових розмірності. Більшість цих порід являє собою суміш двох кластіческіх силікатних матеріалів - гірську борошно і глину. Багато льодовикові глини та еолові пилові накопичення складені в основному частками кварцу, польового шпату і слюди; цей матеріал відомий як гірська мука, він майже не відрізняється від матеріалу пісків, за винятком розміру частинок.

Власне глини складаються з найтонших лускатих кристалів мінералів, що утворюються при вивітрюванні польових шпатів і інших руйнуються мінералів. Ці породи істотно відрізняються за складом і властивостями від більш крупнозернистих опадів. Крім глинистих мінералів у глинах як акцесорних компонентів в різних кількостях зазвичай присутні хемогенние освіти (сидерит, кальцит), органічні речовини та різноманітні колоїди. Очевидно, що в міру збільшення кількості негліністих мінералів зростає їх роль у визначенні властивостей глин.

Глини використовуються у виробництві кераміки, паперу, гуми, каталізаторів та ін Глини дуже важливі для багатьох галузей діяльності людини, наприклад для сільського господарства та інженерної справи. Для кожної області застосування глин існують специфічні вимоги до різного поєднанню властивостей.

Класифікація глин

Глини класифікують за складом, походженням, забарвленням, за їх практичному використанню. Якщо один з мінералів переважає, глини називають через це мінералу - каолінітові, галлуазітовая і т.д.

За характером технічних вимог промисловості серед глин виділяють чотири найбільш важливі групи: легкоплавкі, вогнетривкі та тугоплавкі; каоліни; адсорбційні (високодисперсні монтмориллонитовій).

Легкоплавкі глини - полімінеральні, зазвичай залізисто-монтмориллонитовій і гідрослюдисті (часто з домішкою піску та органічних речовин), показник вогнетривкості менше 1350 ⁰ С.

Вогнетривкі та тугоплавкі глини характеризуються високим вмістом глинозему (20-42%), високою сполучною здатністю; мають мономінеральних склад (каолінітові або монотермітовий) і вогнетривкість не нижче 1580 ⁰ С. Тугоплавкі Г. не витримані по мінеральному складу і мають вогнетривкість від 1350 до 1580 ⁰ С.

Каолін - різновид глин, складена переважно каолінітом,; не має пластичності, високої дисперсності і значною сполучною здібності.

Адсорбційні Г. За мінералогічним складом в основному монтмориллонитовій, відрізняються підвищеною сполучною здатністю. До цієї групи відносять бентоніти.

За забарвленням розрізняють жовті, блакитні, червоні або бурі, зелені, чорні глини.

Номенклатура глинистих порід

Аргіліти - нешаруваті породи, що складаються переважно з одного або багатьох глинистих мінералів. Саме для цієї групи порід застосовується зазвичай вдалий термін «глина». Проте слово «глина» позначає також і продукти вивітрювання, або, самі глинисті мінерали, матеріал вулканічної і гідротермальної природи, тому, коли потрібно вказати, що мова йде про породу, слід говорити «аргіліт».

Глинисті сланці, або шаруваті аргіліти. Їх шаруватість виникла в процесі осадонакопичення.

Сланці. Будь-яка порода, рассланцованная під впливом механічної дії, є сланцем. Сланцеватость не залежить від шаруватості, характерною для глинистих сланців і обумовленої площинами нашарування. Зрозуміло, що обидва типи окремо можуть бути присутніми одночасно. Великі сланцеватие серії називаються іноді «філлітамі». Якщо порода розпадається на великі тонкі плитки, її називають «покрівельним сланцем».

Мергелі. Між глинами і карбонатними породами існують перехідні різниці, які називають мергелями. Глинисті вапняки на відміну від мергелів ущільнені та консолідовані.

Терміни «глинистий мергель», «мергелистих глина», «мергелистих вапняк» є синонімами. Для порід, карбонатна частина яких представлена ​​доломітом, зручно використовувати вирази «доломітове глина», «доломітовий мергель» і «глинистий доломіт».

Піщані аргіліти. Існують перехідні форми між глинами з одного боку, пісками і пісковиками з іншого. Можна говорити про піщаних глинах, піщаних глинистих сланцях, пісках, глинистих песчаніках.гліністих

Структури і текстури глинистих порід

Під структурою глин увазі розподіл компонентів породи за гранулярному складу, форму частинок, їх просторове орієнтування по відношенню один до одного і сили зчеплення, що з'єднують їх разом.

Розрізняють структури в перерізі, перпендикулярному до нашаруванню, і структури в перерізі, паралельному нашаруванню.

Структури в перерізі, перпендикулярному до нашаруванню, поділяються на:

1. гемогенние, якщо нашарування або шаруватість не виражені;

2. орієнтовані, якщо шаруваті силікати мають виразну орієнтування, що виникла при осадконакоплении, діагенез і т.д.

3. шаруваті, якщо порода складається з чергуються слойкою;

4. циклічні, якщо в породі спостерігається ритмічне чергування, наприклад, в стрічкових глинах, в стрічкових мергелях і в цілому ряді інших опадів.

5. Мікролінзовідние, якщо циклічність настільки локалізована, що слойки здаються залягають незгодне навіть у масштабі зразка або шліфа.

Структури в перерізі, паралельному шаруватості, поділяються на:

1. кристалічні, якщо основна маса складена добре індивідуалізованими лусочками;

2. скритокрісталліческіе, якщо кристалічна будова помітно з працею по присутності слабко заломлюючих ділянок скритокрісталліческіе, або аморфні, якщо глиниста речовина здається ізотропним. Глиниста маса має кристалічну будову, а враження ізотропності обумовлено компенсацією, що виникає при накладенні один на одного дрібних кристалічних часток.

Серед ськритокрісталлічеських структур можна виділити наступні різновиди:

а) тріщинуваті, сітчасті, зумовлені орієнтованим розташуванням мінералів по стінках тріщин;

б) петельчастие і пухкі. Петельчатая структура характеризується спутанноволокністим складанням, що нагадує будову мікроскопічних волокон антігоріта; пластівчаста - присутністю округлих ділянок, облямованих більш високо двупреломляющих матеріалом (або шаруватими силікатами, або кристалами кальциту);

в) струйчатую, флюідальності, муарові, зумовлені різними оптичними ефектами.

Структури глинистих компонентів в цементі піщаних порід. Глиниста фракція порід представляє істотний інтерес навіть у тих випадках, коли присутня в породі у підпорядкованому кількості або у вигляді незначної домішки. Якщо глинисті мінерали залишаються незмінними серед мінливих основної маси породи, по них можна судити про ранні етапи еволюції породи. І навпаки, якщо перетворюються глинисті мінерали, а основна маса породи залишається незмінною, по них можна судити про недавні етапах еволюції породи.

Виникає проблема глинистих цементів, для яких ретельно розроблена класифікація структур глинистих цементів пісковиків. Вони поділені на мікроагрегатного, лускаті, плівкові, крустіфікаціонние, вермікулітоподобние, лепідобластовие, сноповідние. У пісках і пісковиках виникають новоутворення глинистих мінералів або слюідістих силікатів, складових істотну частину породи.

Шаруваті силікати беруть участь у формуванні оолітов і конкреційних структур. До цієї категорії близькі також залізні руди або породи з залозистими оолітами: вивчення еволюції шаруватих силікатів типу шамозітов і хлориту дозволяє відновити умови раннього і пізнього діагенезу цих порід.

Особливістю деяких глин є їх пеллетовая текстура. Пелети є невеликі, округлі агрегати глинистих мінералів і дрібного кварцу, розсіяні в матриксі, представленому тим же матеріалом. За розмірами пелети складають у діаметрі 0,1-1,3 мм, а в деяких випадках досягають декількох міліметрів (у довжину). Їх утворення приписують дії течії води.

У деяких глинистих породах осадового походження виявляються реліктові структури, успадковані від материнських порід, з яких вони утворилися. Прикладами є сапроліти, які походять від різних грубих вулканічних і метаморфічних порід. У цих породах досить добре збереглися «реліктів» первинних мінералів, тому можна простежити первісну гнейсових сланцеватость, порфіробласти.

Іншим прикладом реліктової структури є бентоніти і близькі до них опади, які утворюються in situ при перетворенні вулканічного попелу. Нереліктовие структури включають оолітові і пізолітовие форми, що виникають у деяких бокситових і діаспорових глинах. Відомі також псевдоморфние заміщення черепашкового матеріалу монтморилонітом і діагенетіческі перекристалізований структури, подібні «метакрісталлам» іллітовой слюди в тонкозернистій іллітовой основній масі. Більшість глинистих сланців, однак, не виявляє жодної з цих особливостей; вони або безструктурні, або шаруватих /

Тонкошарові сланці характеризуються орієнтованими пластинчастими слюдисті компонентами, паралельними площині нашарування, що добре видно під мікроскопом. Хоча окремі кристали розташовуються не строго паралельно до площини нашарування, шліфи, приготовані перпендикулярно до цієї площини, проявляють ефект одночасного згасання, як і у випадку якщо б шліф був зроблений з єдиного кристала. У пластинчастих мінералах світлові коливання повільніше і паралельні спайності, тому виявляється паралельне погасання - ефект агрегатного згасання.

Однак у деяких глинах і сланцях глинисті мінерали виявляють безладну орієнтування. Подібне явище може бути результатом аутигенна кристалізації на місці. В інших випадках подібне явище викликається порушенням первинної структури іллояднимі донними організмами.

Свіжовідкладеними мули мають надзвичайно високу водонасиченому і дуже велику пористість. Первісна пористість може становити 70-80%. Оскільки в середньому в глинистих сланцях пористість становить тільки 13%, то це означає, що первинні відкладення були сильно ущільнені і зневоднені. Той факт, зменшення пористості відбувається швидше за рахунок ущільнення, а не виконання пір (як у пісковиків), підтверджується поступовими змінами структури, які спрямовані на те, щоб орієнтувати глинисті платівки паралельно один до одного і площині нашарування.

Атомна структура, склад і групи глинистих мінералів

Глинисті мінерали являють собою гідратовані алюмосилікати, звичайно з частковим заміщенням алюмінію залізом і магнієм. Вони тонкозернистий, зазвичай менш 5мкм, а в деяких випадках їх розмір вимірюється міллімікронов.

Атомна структура більшості глинистих мінералів складена двома одиницями. Одна структурна одиниця складається з двох шарів плотноупакованной киснів або гідроксилів, в яких атоми алюмінію, заліза, або магнію розташовані в октаедричній координації таким чином, що кожен з них знаходиться на рівній відстані від шести киснів або гідроксиди. Друга структурна одиниця утворена кремнекислородним тетраедрами. У кожному тетраедра атом кремнію однаково віддалений від чотирьох киснів або гідроксилів, розташованих у формі тетраедра з атомом кремнію в центрі, щоб збалансувати структуру. Кремнекислородним тетраедри згруповані таким чином, що створюють гексагональну сітку, яка нескінченно повторюється і утворює лист складу Sі ₄ O ₆ (OH) _4. Тетраедри розташовані так, що всі їхні вершини звернені в одну сторону, а підстави лежать в одній і тій площині. Цю структуру можна розглядати як структуру, що складається з перфорованої площині кисневих атомів, розташованих у площині підстави тетраедричних груп; площині атомів кремнію з атомами кремнію, розташованими в порожнини в місці з'єднання трьох атомів кисню і, отже утворюють гексагональну сітку; площині атомів гідроксилу, в якій кожен гідроксил розташований безпосередньо над кремнієм на вершині тетраедрів.

Глинисті мінерали відносяться до двох груп. У каолінітової групі мінерал характеризується двоповерхової (1:1 шар) гратами, що складається з одного октаедричній або гіббсітового шару, пов'язаного з одним кремнекислородним тетраедричних шаром. Ці грати не розширюється в залежності від мінливого вмісту води і заміщення на залізо або магній у гіббсітовом шарі невідомі. Інша група глинистих мінералів характеризується триповерхової (2:1) гратами. У цьому типі решітки октаедричні алюмінієвий шар розташований між кремнекислородним тетраедричних шарами. Кілька важливих глинистих мінералів належить до триповерхової групі. У монтморилоніт ці триповерхові осередку вільно об'єднуються по осі c, а вода й катіони розташовані між ними. Кількість води змінюється таким чином, що величина з варіюється від 9,6 до 21,4 ⁰ А. Мінерал має розбухають грати. Тришарові з'єднання можуть також об'єднуватися калієм, який завдяки відповідному ионному діаметру та координаційною властивостям пов'язують структуру воєдино настільки щільно, що розширення неможливе. Глиниста слюда, утворена таким чином, представляє собою Ілліт. Хлоритових група також має триповерхову структуру, що характеризується впровадженням брусітового шару Mg (OH) ₂ між триповерховими елементами. У кожної структурної групі багато що стає можливим за складом. Хоча багатьом з них на підставі складу дано спеціальні назви, можна вважати, що кожна група виявляє безмежно широкий діапазон складу. Глинисті мінерали класифікуються головним чином на основі їх структури.

Основні групи глинистих мінералів: каолініту, монтморилоніту, Ілліт або мусковіту і хлориту.

Група каолініту. Головним членом групи каолініту є каолініт, має формулу (OH) ₈ Al ₄ Si ₄ O ₁₀ або Al ₂ O ₃ 2SiO ₂ 2H ₂ O. Старовинна назва цього мінералу перейшло від китайців. Кау-лінг-«висока гора»; так називалося родовище каоліну.

Хімічний склад. Al ₂ O ₃ 39.5%, SiO2 46,5%, H ₂ O 14%. Уд. Вага 2,58-2,60.

Зовнішність кристалів. Більш-менш добре освічені пластинчасті кристали виключно рідкісні і малі за величиною (до 1мм). Досить імовірно, що вони ставилися не до каолін, а до діккіту або накріту. Найчастіше спостерігаються уламки уламки вигнутих стовпчастих кристалічних утворень, у збільшеному вигляді напонающіх дощових черв'яків. Агрегати пухкі, лускаті або щільні тонкозернисті.

Колір. Окремі лусочки і платівки безбарвні. Суцільні маси-білого кольору, нерідко з жовтим, буруватим, червонуватим, іноді зеленуватим або блакитним відтінком. Блиск окремих лусочок і платівок перламутровий, а суцільних мас - матовий.

Твердість близько 1. Окремі лусочки гнучкі, але не володіють пружністю. У сухому стані землисті маси здаються худими на дотик.

Аноксії подібний каолініту, за винятком молекулярного співвідношення SiO _2: Al ₂ O ₃ приблизно рівного трьом замість двох, що менш зазвичай. Дикки і накритий, подібні до каолінітом за складом, але з невеликими відмінностями за формою кристалів, також є членами цієї групи.

Монтмориллонитовій група, що отримала назву по головному мінералу групи, монтморилоніту, який має склад: (OH) ₄ AL ₄ Si ₈ O ₁₀ nH ₂ O.

Монтморилоніт названий за місцем знаходження в Монтморилоніт (Франція). Хімічний склад непостійний, сильно залежить від варьирующего вмісту води. По аналізах чистих різниць встановлюються такі коливання (%): Al ₂ O ₃ 11-22, Fe ₂ O ₃ 0-5І більше (феррімонтморіллоніт), MgO 4-9, CaO 0, 8-3, 5 і вище в кальціомонтморіллоніте, SiO ₂ 48-56, H ₂ O 12-24.

Колір монтморилоніту білий з сіруватим, іноді синюватим відтінком, рожевий, рожево-червоний, іноді зелений.

Блиск У сухому стані матовий.

Твердість окремих лусочок невідома. Дуже м'який. Жирний.

Чудовою і надзвичайно важливої ​​в практичному відношенні особливістю мінералів групи монтморилоніту є їх властивість набухати в присутності води, а при нагріванні поступово віддавати адсорбовану воду.

До мінералів групи монтморилоніту відносяться істотно магнезіальні, істотно алюмінієві і проміжні між ними віди.Магній зазвичай заміщає частина іонів алюмінію в решітці. У монтмориллонитовій групу входять бейделіт, який має молекулярне ставлення SiO _2: Al ₂ O ₃ рівне трьом, і нонтроніт, в якому окисне залізо заміщає алюміній.

Іллітовая, або глинисто-слюдяних група включає Ілліт, який має загальну формулу

(OH) ₄ Ky (Al ₄ Fe ₄ Mg ₄ Mg ₆₎ (Si _8-y Al _y) O _20,

Де «y» варіюється від 1 до 1,5. Ілліт є різновидом білих слюд, але відрізняється від них, ймовірно, тим, що містить менше калію і більше води, ніж зазвичай властиво слюда. Крім різновидів Ілліт група містить глауконіт.

Група хлориту складається з мінералів багатих магнієм, які широко представлені в сланцях і в яких іони двовалентного заліза займають чільне місце.

Хлорит має хімічний склад 5 (Mg, Fe) O Al ₂ O ₃ 3SiO ₂ 4H ₂ O. Твердість 2-2,5. Питома вага 2,0-2,8. Блиск від скляного до перламутрового. Колір зелений. Форма кристалів - таблички, лусочки, що зростаються друзами.

Відомо також безліч «смешаннослойних» глинистих мінералів. Структура цієї групи є результатом упорядкованого або невпорядкованого розташування основних глинистих мінеральних пакетів один щодо одного по осі с. У деяких із них відзначається переслаіваніе двох-і триповерхових шарів. Подібні типи смешаннослойного будівлі зазвичай називають каолініт-іллітовимі, ​​хлорит-іллітовимі і так далі, замість того щоб винаходити нові найменування кожної суміші.

Крім основних груп, перерахованих вище, деякі глинисті мінерали рідше зустрічаються і мають дещо відмінну кристалічну структуру, наприклад, галлуазіт (OH) ₁₆ Al ₄ Si ₄ O _6, а також менш гідратований метагаллуазіт (OH) ₈ Al ₄ Si ₄ O ₁₀ і аллофан , некристалічних взаємний розчин двоокису кремнію, окису алюмінію і води в різних пропорціях. У деяких випадках у глинах виявляють вермикуліт та палигорськіт (сепіоліти і атапульгіт).

Галлузіатовие мінерали. Існують дві форми галлузіата, одна з яких має склад (OH) ₈ Si ₄ O _10, а інша - (OH) ₈ Si ₄ O ₁₀ 4H ₂ O. При відносно низьких температурах _(- ⁺ 60 ⁰ С) остання форма необоротно дегидратируется і переходить в першу форму. Галлузіатовие мінерали побудовані послідовними шарами такого ж структурного складу, як і шари, що складають каолініт.

Високогідратірованная форма складається з каолінітові шарів, розділених одиничним молекулярним шаром водних молекул. Перехід в дегідратованих форму викликається втратою межслоевое водних молекул. За даними Бріндлі, при низьких температурах (60-75 ⁰ С) відбувається тільки часткова дегідратація, а для повного видалення межслоевое води необхідна температура порядку 400 ⁰ С. При більш низьких температурах утворюється частково дегідратованих форми, які можуть бути стійкими. У родовищах галлузіат має тенденцію до часткової дегідратації, до утворення частково дегідратованих галлузіата, який в тому випадку, якщо родовище велике, поступово переходить з глибиною в гідратовану форму.

Для позначення різному гідратованого галлузіата існує ряд найменувань. Нізкогідратірованная форма називається галлузіатом або метагаллузіатом, а більш високогідратірованная форма - гідратованих галлузіатом, енделітом або галлузіатом.

Аллофановимі мінералами є ті компоненти глинистих мінералів, які аморфні по відношенню до рентгенівським променям. Розташування тетраедричних і октаедричних одиниць по відношенню один до одного в них недостатньо правильне, щоб зробити можливою дифракцію, або окремі структурні одиниці, які добре впорядковані, занадто малі за розміром, щоб дати дифракційні ефекти.

Аллофановие компоненти не мають зазвичай певного хімічного складу або форми. Глини, що містять аллофан, часто включає великі кількості _(- ⁺ 5%) фосфатного або сульфатного компонента. Крім того, в них зазвичай відносно небагато лугів і лужних земель, що наближає їх до монтморилоніту, але останній має тенденцію містити деяку кількість магнію.

Вермикуліт в глинистих мінералах зустрічається в ідеї надзвичайно дрібних частинок в суміші з іншими глинистими мінералами і часто смешаннослойних будівлях. Визначити його характерні властивості важко, а часто неможливо. У зв'язку зцим до цих пір невідомі Диспергованість його у воді, а також характерна форма і розмір часток. Структура вермикуліту подібна структурі хлориту, за винятком того, що в структурі вермикуліту межслоевое іони магнію гідратованих частіше, ніж ніж це має місце в структурі брусита. Розташування молекул води навколо іонів магнію і відносно великий заряд на поверхні кристалічної решітки в порівнянні з монтморилонітом, мабуть, перешкоджають набухання мінералу при обробці полярними молекулами. Однак межслоевое вода легко видаляється при нагріванні до температури близько 100 ⁰ С, а кристалічна решітка мінералу стискається майже до 10 А ^0, подібно монтморилоніту, відрізняючись у цьому відношенні від хлориту.

Візуально структуру аттапульгіта можна представити у вигляді пучка брусочкоподобних структурних одиниць, закономірно скріплених разом їх довгими сторонами. Зовнішня сторона такого пучка брусочкоподобних частинок буде мати вигляд «плато і каналів» або жолобів, а їх внутрішня частина складатиметься з чергуються твердих брусків і витягнуто каналів з ​​кутастим поперечним перерізом.

Структура сепіоліту подібна соструктурой аттапульгіта, відрізняючись від неї головним чином розміром брусочковідних структурних одиниць і заміщеннями в межах структури. У сепіоліти ці брусочкоподобние структурні одиниці приблизно на 50% ширше, ніж у Атапульгіт. У структурі сепіоліту існують рідкісні заміщення іонів магнію або кремнію. Зустрічається у волокнистих різновидах з деревовидним азбестом, в гідротермальних жилах, а також у вигляді землистих мас в озерних і морських відкладеннях.

Палигорськіту давно відомі під назвами «гірська папір», «гірський картон», «гірське дерево». Палигорськіту є алюмомагнезіальнимі силікатами, до яких алюміній і магній присутні приблизно в рівних кількостях. Для цих мінералів характерно волокнисту будову.

Елементи, що становлять глини

Лужні елементи (Na і K). Вміст калію і натрію у вивержених породах, кристалічних сланцях, в середньому досить близькі. Відношення числа атомів K / Na в цих породах дорівнює 1. інша картина спостерігається в опадах і морських водах. Іон K ⁺ не гідратіруются, і його уявний об'єм в три рази менше обсягу іона Na ^+.

Розглядаючи поведінку іонів K ⁺ в кристалі, слід констатувати, що в порівнянні з іонами Na ⁺ вони найкращим чином забезпечують стійкість кристалічної решітки слюди і, отже, Ілліт. Звичайно, в Ілліт, які є невпорядкованими слюда, присутня певна кількість натрію, але в них в помітно більшій кількості містить калій.

У силу кращою адсорбції і входження в силікати кількість калію в розчинах гідросфери значно поступається кількості натрію. Обидва механізми діють вже на перших стадіях вивітрювання. Відразу ж починається адсорбція калію і фіксація його в силікату. Тому серіцізація польових шпатів і іллітізація представляють два основних явища при вивітрюванні. Ось чому прісні води зони цементації характеризуються ставленням K / Na = 1 / 10, а морські води 1 / 28, 5. Супутниками калію є рубідій і цезій.

Лужноземельні елементи (Ca і Mg). У більшості випадків поводження кальцію і магнію в гідросфері відрізняється незначно. Вони накопичуються в карбонатних опадах і супроводжуються залізом в закисной формі. Карбонатні породи можуть мати як органічне, так і хімічне походження. У органогенних карбонатних породах різко переважає кальцій, оскільки скелетні залишки організмів зазвичай складаються з вуглекислої вапна. Хемогенние породи можуть бути як кальцієвими, так і магнієвими і залозистими.

Якщо при виникненні органогенних карбонатних порід основну роль відіграє кальцій, а при виникненні хемогенних опадів, наскільки можна судити по відношенню обсягу доломітів і вапняків, в рівній мірі важливі і кальцій і магній, то при новоутворенні силікатів основне значення має магній. При трансформації відкритих смешаннослойних або деградованих глинистих мінералів і виникненні новоутворень в гідросфері фіксуються значні кількості магнію. Хлорит, смешаннослойние мінерали з хлоритових шарами, мотморіллоніт, палигорскіт, сепіоліти, тальк є магнезіальних шаруватими силікатами. Магній міститься також у Ілліт, глауконіту і різноманітних смешаннослойних мінералах. Кальцій у всіх перерахованих мінералах відсутня. Можна вважати, що фіксується в карбонатах, в той час як магній є важливою складовою силікатів.

Залізо і алюміній. Ці два елементи досить близькі між собою. Однак у зв'язку з тим, що залізо у природі зустрічається як у окисной, так і в закисной формі, його поведінка може відрізнятися від поведінки алюмінію. Це різна проявляється вже на початкових стадіях вивітрювання.

Розглянемо як приклад латерітізацію, при якій відбувається найбільш повне висбожденіе елементів. При цьому залізо веде себе по-різному: частина його в закисной формі мігрує у вигляді істинного розчину або феррогумінових комплексів; інша частина залишається на місці, утворюючи полуторні окисли, в першу чергу гетит. Вона супроводжує глинозем, кристалізується у формі гіббситу. Поряд з глиноземом окисне залізо є основним компонентом латеритних кірас і бокситових горизонтів.

Розчинне залізо поступово мігрує в седиментаційних басейни, в яких воно значною мірою відокремлюється від алюмінію. У осадових відкладах воно фіксується у чотирьох формах: у вигляді вільних окислів, пігментуючих червоноколірні уламкові серії; у вигляді карбонату (сідеріта); у відновленій формі у вигляді сульфіду (гідротроіліта); нарешті, в силікатній формі. Лише в останньому випадку залізо асоціює з глиноземом, основна частина якого зв'язується в алюмокаліевих силікату.

Зауважимо, що для заліза, особливо на стадії діагенезу, вельми характерна тенденція знову входити в грати силікатів. З силікатизація заліза пов'язане формування глауконіту морських опадів, шамозітов залізних руд і рано чи пізно розвиваюча хлоритизація. Формування постседіментаціонного - діагенетіческого і епігенетичного - хлориту відбувається за рахунок вільних гідроксиди, сульфідів, карбонатів, глауконіту і навіть Ілліт, в яких завжди міститься та чи інша кількість заліза. В хлор залізо поряд з магнієм знаходиться в октаедричних позиціях.

Малорухливий глинозем ще раніше переходить в силікатну форму. При цьому в умовах помірного вивітрювання виникають серициту і Ілліт, а при інтенсивному вивітрюванні формується каолініт. Якщо виключити досить рідкісні випадки боксітізаціі, коли глинозем зберігає свою геохімічну відособленість, можна вважати, що вивільнений алюміній у поєднанні з кремнієм відразу ж знову входить в грати алюмосилікатних мінералів.

Алюміній і кремній. Поведінка алюмінію нагадує не тільки поведінку заліза, але частково також і поведінку кремнію.

При вивітрюванні в обстановці вилуговування кремнезем більш розчинний, ніж глинозем. Частина вивільненого кремнезему фіксується у профілях вивітрюванні, беручи участь у формуванні шаруватих силікатів і кременистих новоутворень. Інша частина мігрує в седиментаційних басейни, де також дає початок новоствореним шаруватим силікатів і обумовлює окремненіе опадів. Основна маса кремнезему комбінується з глиноземом, і лише незначна його частина залишається у вільному стані.

Вивільнений глинозем при досить інтенсивному вилуговуванні, що забезпечує видалення кремнезему, може кристалізуватися в Гіббс. Однак найчастіше в присутності постійних водоносних горизонтів відбувається накопичення кремнезему і виникають алюмосилікатні глинисті мінерали. Тому звичайно алюміній і кремній накопичуються спільно, і лише іноді відбувається їх розділення. Як правило, обидва елементи рекомбінують негайно після вивільнення з силікатів. Якщо ж вони поділяються, то малорухливий глинозем концентрується на місці в профілі вивітрювання і формуються бокситові горизонти.

Кремній і інші катіони в новоутвореннях. Зростання ступеня недосконалості кристалічної структури новоутворень обумовлено впливом сторонніх катіонів. Ступінь досконалості структури зменшується від макро-до мікрокристалічного кварцу, халцедону, опалу зі структурою кристобалита - трідіміта, нарешті, ще менш упорядкованого опалу. Невпорядкованість зростає під впливом катіонів кальцію, який хоча не бере участь у формуванні кристалічної решітки силікатів гідросфери, але визначає виникнення невпорядкованості. Присутність у розчині помітного кількості катіонів сприяє виникненню кристалічних структур силікатів. Зокрема, при достатньому вмісті Al, Fe, Mg формуються шаруваті гідроксиди цих катіонів, на яких фіксується кремнезем і утворюються глинисті мінерали.

У цьому процесі важливу роль відіграє глинозем. У ненасичених розчинах він комбінується з кремнеземом в каолініт. У розчинах з високим вмістом різних катіонів він асоціює з кремнеземом в тетраєдраїческому шарі і частково займає октаедричні позиції. Чим вище вміст глинозему в розчинах, тим багатшою глиноземом новоутворення глинистих мінералів.

Структура силікатів визначається характером поєднання кремнекислородних тетраедрів. Алюміній заміщається кремнієм, інші катіони розташовуються в порожнинах структури. Таке уявлення обумовлено тим, що періодичність решітки мінералів в значній мірі визначається характером поєднання кремнекислородних тетраедрів. Проте останнім часом накопичується все більше фактів, що свідчать про важливу роль катіонів при зростанні кристалів. Різноманітність структур і виникнення деяких незвичайних їх типів багато в чому залежить від розмірів катіонів

Дійсно, у присутності кремнезему саме катіони впливають на характер кристалічної структури. Як образно відзначив Гольдштауб, «катіони укладені серед кремнекислородних тетраедрів, як риба, спіймана в мережу», причому мережа пристосовується до розмірів і розташування в ній риби.

При зниженні впливу катіонів на що формується силікатну кристалічну структуру, виникає тривимірна структура кварцу. У міру зростання порушують структуру катіонів замість тривимірної структури формуються «чергуються шари» кристобалита або трідіміта. Ці шари складаються з кілець кристобалита, але у вертикальному напрямку періодичність відсутня. Можна говорити про початок формування двомірних структур. Організуючись подібним чином, вони дають початок глинистим мінералів. Можна вважати, що якщо в поверхневих умовах при формуванні структури визначальну роль відіграють K, Mg, Al то неминуче утворюються двомірні структури. На глибині K, Mg, Ca, Al можуть входити в тривимірні структури польових шпатів.

Невпорядкованість, впорядкованість, розмір часток. Зростання невпорядкованості структури супроводжується в новоутвореннях кремнезему зменшенням розміру кристалів, і в кінцевому підсумку виникають опали, що стоять на межі кристалічного стану речовини. Інакше кажучи, в міру того, як в кристалічну структуру кремнезему входять катіони, розмір кристалів зменшується.

При утворенні глинистих мінералів формуються впорядковані структури. Однак ступінь досконалості структури тісно пов'язана з кількістю ізотіпних і Гомотипна заміщень. У глинистих мінералах можливість ізоморфних заміщень дуже велика, що перешкоджає формування досконалих кристалічних структур з великим розміром кристалів глинистих мінералів. На стадії епігенеза і метаморфізму під впливом температури і тиску відбувається перебудова структур шаруватих силікатів, чужі іони видаляються або перегрупуються, розмір кристалів зростає. Важливою особливістю геохімії поверхневих процесів є малі розміри утворюються кристалів, що відображають невпорядкованість їх кристалічних структур. Будь-яке вилуговування катіонів з решітки силікатів обумовлює погіршення ступеня досконалості їх структури і диспергація мінералів. Це один з найголовніших механізмів вивітрювання. І навпаки, будь-які домішки в зростаючому кристалі перешкоджають виникненню досконалої структури і зумовлюють «кріптокрісталліческое» стан мінералу. При звільненні від домішок структура упорядковується і розміри кристалів зростають.

Синтез

Всі глинисті мінерали, за винятком атапульгіт-сепіоліту і, можливо, галлуазіта, були синтезіровани із сумішей оксидів при низьких температурах і тиску. Температурний синтезу були порядку перших сотень градусів Цельсія, а тиску-близько 100 атм або нижче. Ця робота в об щем показала, що в системах глинозем-кремнезем без лугів і лужних земель з відносинами кремнезему до глинозему, що лежать в межах складі глинистих мінералів, утворюється каолініт. При добавці до таких систем калію утворюється Ілліт, при добавці невеликих кількостей магнію-монтморилоніт, а при болем високих концентраціях магнію-хлорит. У присутності натрію виникають цеоліти. Кальцій, мабуть, слабко впливає на напрям синтезу, хоча, можливо, він сприяє розвитку структури монтмориллонитовій типу.

Енен і робиш показали, що глинисті мінерали можуть бать синтезовані при звичайних температурах і тиску, якщо окисли змішувати разом дуже повільно і при великому розведенні.

Гідротермальної освіта

Вже давно було встановлено, що аргіллізація, викликана гідротермальних впливом, часто спостерігається у вигляді ореолів навколо рудних родовищ. Глинисті продукти зміни також асоціюють з гарячими джерелами і гейзерами. Масштаби ореолів зміни можуть варіювати від декількох до 100 футів і більше. У таких ореолах змінених порід зустрінуті всі глинисті мінерали, за винятком атапульгіт-сепіоліту. Часто встановлюється зональне розташування глинистих мінералів навколо джерела зміни, причому слюда і каолініт розташовуються ближче до цього джерела, а хлорит і монтморилоніт - далі.

Явища каолінізаціі відбуваються в умовах низькотемпературних гідротермальних процесів при впливі очевидно кислих вод, що містять в основному CO _2, на алюмосилікати і силікати алюмінію, що не містять лугів. Цей процес, по суті, призводить до утворення псевдоморфоз каолініту з тих чи інших мінералів із збереженням їх зовнішніх форм або обрисів. Такі, наприклад, псевдоморфози каолініту по польових шпату, мусковіту, топазу, лейцита та ін Більш багатий кремнеземом аноксії утворюється у вигляді псевдоморфоз по біотиту, піроксенах, рогові обманки й ін

Вивітрювання та грунту

Глинисті мінерали утворилися в результаті почвообразующіх процесів, або ці процеси мали істотний вплив на зміну характеру глинистих мінералів. Характер глинистих мінералів, що зустрічаються в даному грунті, залежить від природи материнського матеріалу, а також від клімату, топографії, рослинності і часу, протягом якого тривало вплив цих факторів. Характер вихідного матеріалу має відносно велике значення на ранніх стадіях вивітрювання, ніж там, де вивітрювання тривало протягом довгого періоду часу.

Там, де клімат і топографія такі, що переважним рухом води є просочування вниз через зону зміни, відбувається вилуговування лугів і лужних земель, що були присутні у вихідному матеріалі.

В умовах ранніх стадій вилуговування продуктом вивітрювання є кілька деградовані Ілліт і хлорити та набухають глинисті мінерали, а пізніше розвиваються каолініт і кінцеві оксиди і гідроксиди у міру того, як вилуговування стає більш повним.

У посушливих районах, де вода не просочується вниз, вилуговування не відбувається; луги та лужні землі залишаються біля поверхні, і розвиваються грунту чорноземного типу, що містять іллітовие, хлоритові і монтмориллонитовій глинисті мінерали. У надзвичайно посушливих умовах пустель, де концентрація магнію особливо висока, відзначається утворення аттапульгіта; вважають, що цей мінерал утворюється саме в таких умовах.

У результаті процесів вивітрювання, особливо там, де відбуваються значні вертикальні руху вологи, утворюються послідовні горизонти в межах зони зміни. Ці горизонти часто мають різкі кордону з сусідніми горизонтами. Такі горизонти розрізняються ступенем розкладання корінного матеріалу, складом та відносним розвитком вторинних мінералів, різним розміром частинок, змістом органічного матеріалу, а також вмістом лугів і лужних земель.

Глинисті освіти вулканічного походження (бентоніти)

Ізлівшіеся вулканічні породи найчастіше містять значну кількість скла, більшою мірою, ніж кристалічні силікати, схильного гідротермальних змін, в результаті чого виникають покладу глинистих порід.

Перетворення вулканічних стекол в глинисті породи може відбуватися трьома абсолютно різними шляхами:

А) під гідротермальних впливом вулканічних фумарол;

Б) шляхом перетворення вулканічних попелом і туфів у водному середовищі седиментаційних басейнів;

В) шляхом впливу на вулканічні попели і туфи метеорних вод у субаерального умовах.

Термін «бентоніт» запропонований Найтом для крейдяних колоїдних глин, що утворюють родовище Форт-Бентон (Вайомінг, США). Якщо цю глину помістити у воду, вона розбухає, збільшуючись в об'ємі в кілька разів, і дає тиксотропні гелі з водою навіть при відносно невеликому вмісті глини. Пізніше було доведено, що ці глини мають істотно монтмориллонитовій склад і є продуктом зміни вулканічних попелом. Сьогодні під бентонітами розуміється будь-яка колоїдальних глина з вираженою адсорбуючою здатністю.

Тепер відомо, що зміна вулканічного попелу на місці його випадання звичайно приводить до утворення глин, які складаються з монтморилоніту. У деяких випадках у них також можуть бути присутніми Ілліт або каолініт. Відомо, що зміна деяких вулканічних попелом може призвести до утворення глин, складених галлуазітом і аллофаном, що в основному залежить від складу вулканічного попелу. Ці мінерали утворюються в тому випадку, коли вихідний вулканічний попіл має виключно низький вміст лугів і лужних земель.

Сучасні опади

Переважаючими глинистими мінералами в сучасних осадках морів, мабуть, є Ілліт і хлорит. У деяких районах, таких, як Мексиканську затоку, в якості важливого компонента сучасних опадів також присутній монтморилоніт. Зазвичай присутній, крім того, каолініт, але часто в дуже малих кількостях.

Сучасні опади, які утворюються поза морських водойм, можуть мати будь-який склад глинистих мінералів. Проте в сильно засолених басейнах, розташованих у пустельних районах, розвивається Ілліт, хлорит або атапульгіт в залежності від природи присутніх у воді цих басейнів катіонів. Наприклад, у присутності магнію в залежності то його концентрації буде утворюватися атапульгіт або хлорит, причому останній мінерал розвивається при більш високій концентрації магнію.

Морські відклади

Вплив морських умов на відкладення мулу помітно вже біля берега, на континентальному шельфі і більш глибоких океанічних басейнах. Розподіл мулів нерівномірне і контролюється рельєфом дна, морськими течіями і розміщенням джерела глинистих матеріалів. У далеких гирлах великих дельт таких річок, як Міссісіпі й Оріноко, глини відкладені в дрібних морських водах, майже не відрізняються по літології від глин, відкладених у тих ділянках, де не позначається вплив дельти.

У мілководних шельфових ділянках накопичення мулу і алевриту швидкість осадження може бути настільки малою, що опади можуть бути істотно перероблені колоніями різноманітних видів морських організмів. У результаті утворюються складні плямисті або біотурбаціонние текстури.

Блакитні або грифельної-сірі теригенні мули широко поширені в сучасних морях і океанах. Зелені мули, подібні Ілам басейнів далекого узбережжя Каліфорнії, поширені набагато ширше, ніж спочатку передбачалося. Їх зелене забарвлення обумовлена ​​присутністю зеленого Ілліт і монтморилоніту; хлориту і дрібнозернистого глауконіту в них небагато. Для зелених морських мулів характерно високе (близько 7%) вміст органічної речовини.

Морські глинисті опади, що утворилися при розмиванні латеритних ділянок суші, звичайно містять багато червоних окислів заліза.

У деяких ділянках сучасних морів, там, де в придонних водах існує великий недолік кисню, відкладаються чорні мули, що містять багато зберігається органічної речовини і вуглекислоти поряд зі змінними кількостями сірководню. Чорні мули можуть бути відкладені майже на будь-якій глибині - як у самих дрібних калюжах, так і в таких глибоких западинах, як Чорне море і глибокі норвезькі фіорди, за умови, що придонні води забруднені і застійні.

На відміну від інших глинистих сланців чорні сланці зазвичай містять підвищені концентрації таких другорядних елементів, як уран, миш'як, мідь, молібден, свинець, ванадій і цинк. Також концентруються сінгенетіческіе сульфіди металів, іноді в промислових кількостях.

Серед всіх абісальних відкладень найбільш широко поширені і найбільш характерні відкладення, звані бурими червоними глинами. Вони утворюються частково при руйнуванні порід і мінералів на місці, але в основному за рахунок тонкого теригенно детрітуса, перенесеного з шельфових ділянок і перевідкладеного глибинними морськими течіями.

Вони зустрічаються в усіх найглибших частинах океанів, де глибина вод перевищує 4,5 км. Бурі глини різні за складом і останній варіює залежно від джерела надходить матеріалу.

Морські мергелі і глинисті вапняки. Морські мергелі, глинисті вапняки і ізвестковістих глинисті сланці часто є забруднені ізвестковістих органогенні відклади, близькі до крейдоподібного мергелю крейдового віку південно-східній Англії, які своєю ізвестковістих зобов'язані великій кількості пластинок і фрагментів кокколітів.

Прісноводні і континентальні відклади

Глини льодовикових озер. Глини льодовикових озер складені в основному продуктами фізичного руйнування материнських порід, роздробленими до розміру тонкого порошку чи гірської борошна

Глинисті опади, відкладені з суспензії в холодних водах льодовикових озер, зазвичай характеризуються добре вираженою тонкої шаруватість, це стрічкові глини (Варви). Вважають, що кожен подвійний шар або кожна стрічка в цих відкладах є осад, що відкладається в протягом одного року; це припущення грунтується на даних про швидкість осадконакопичення у льодовикових озерах. Осадовий матеріал вноситься в озеро тільки в теплу пору року, коли лід тане. При цьому великі зерна осідають швидко, а тонкий матеріал дуже повільно; це відбувається частково тому, що в чистих льодовикових водах флоккуляции відсутня, а почасти тому, що в'язкість води поблизу точки її замерзання значно зростає. Таким чином, грубозернисті (зазвичай алевритових) опади річного слойка догори поступово змінюються дуже тонкозернистим зимовим слойки, який різко змінюється грубозернистим матеріалом наступного літнього слойка.

Озерні глини і мули. Озерні глини і мули зазвичай містять багато глинистих мінералів поряд з органічною речовиною. Мули, відкладені в крайових частинах озер, дуже багаті вуглисті залишками, тоді як в глибоких центральних частинах озер значну частку опадів можуть складати залишки планктонних водоростей. Мули деяких озер вісококремністих через велику кількість в них залишків діатомових водоростей.

Тонка шаруватість характерна для відкладень спокійних глибоких ділянок озер. Слойки часто представляють річну або сезонну порцію осаду, однак вони можуть утворитися при швидкому відкладення осаду з невеликих турбідитові потоків.

Більшість глин, ймовірно, складається з суміші глинистих мінералів, проте відомі каолінітові глини, такі, зокрема боллклеі (комове глини) у південно-західній частині Англії.

У кам'яновугільних шарах графства Ер в Шотландії були описані озерні бокситові глини (тобто містять значні кількості гідроксиди алюмінію); ці глини, мабуть, утворилися в результаті розмиву бокситів, що утворилися на латерітізірованних базальтах. Гідроксиди алюмінію рідко зустрічаються в перевідкладеним глинах; переважна більшість бокситових глин відноситься до залишкових утворень.

Тонштейни. Тонштейни представляють собою світло-бурі багаті каолінітом щільні породи, що асоціюються з вугленосними товщами. Пласти цих глин мають потужність в середньому 5см (максимум до 2м) і зазвичай залягають безпосередньо на вугільному пласті або тонко перешаровуються з вугіллям. Багато пласти глин простежуються на великих площах і служать маркірують горизонтами. У шліфах видно, що каолініт представлений великими хробакоподібними кристалічними агрегатами або кріптокрісталліческой основною масою. Присутні також іллітовие і змішані каолініт-іллітовие зерна поряд з рідкісними вкрапленниках інших уламкових матеріалів.

Тонштейни слід відрізняти в генетичному відношенні від уламкових глинистих порід, які також асоціюються з вугленосними товщами і містять 50-90% каолініту, велика частина якого має аутигенна походження. Відрізнити ці породи можна по брекчиевой текстурам течії, які, як вважають, виникають в результаті постседіментаціонного ущільнення.

Прісноводні мергелі і мергелістих вапняки. Прісноводні мергелі і мергелістих вапняки - це відкладення, проміжні за складом між глинами і вапняками, що охоплюють ряд гірських порід між ізвестковістих глинами і глинистими вапняками. Кількість ізвестковістих речовини, змішаного з глинистими і алевритових частинками, становить 40-60%. Ступінь літіфікаціі цих порід різна і не обов'язково залежить від віку, так що кордон між мергелистих вапняком і мергелем дуже суб'єктивна. Багато хто з червонокольорові відкладень пермо-тріасу в північній півкулі є настільки м'якими і легко вивітрюється, що до них більше підходить назва «мергелі». Ці пласти зазвичай масивні і лінзоподібні. Вони, мабуть, швидко відклалися в дрібних озерах, можливо при дії вітру. На противагу цим породам велика частина еоценових озерних відкладів формації Грін-Рівер представлена ​​твердими породами, яким більше відповідає назва «мергелістих вапняки».

Леси. Чисто уламкові тонкозернисті еолові опади відомі під назвою леси. Вони дуже широко розвинені в Китаї, Північній Америці і на півночі Європи. Леси різко відрізняються від більшості мулів і глин, відкладених у водному середовищі, за складом вони складені уламками породоутворюючих мінералів, а глинисті мінерали присутні тільки у підпорядкованих кількостях або їх взагалі немає. Частки в лесах мають різко незграбні форми і, ймовірно, являють собою продукт механічного дроблення порід у місці їх залягання під впливом льоду або переривчастих почвообразующіх процесів. Здебільшого ці утворення у великих плейстоценових відкладеннях північної півкулі дуже подібні з тонкозернистим льодовиковими опадами і, мабуть, є зандрові відкладення льодовиків і льодовикових покривів. З іншого боку, можна думати, що найтонші уламки утворилися при вітровому абразії в пустелях Центральної Азії та західної Америки, видувалися з пустельних районів і накопичувалися в районах, покритих рослинністю, особливо трав'янистої, в степах чи преріях, з утворенням лессоподобних відкладень. Леси Китаю і Європи представляють собою тонкозернисті ізвестковістих алеврити або глини без шаруватості, однорідні по структурі. Це досить м'які, кришаться в руках породи. Однак вони дуже стійкі до розмиву і часто утворюють вертикальні стінки висотою в десятки метрів. Це властивість лесу посилюється через численні вертикально розташованих тонких каналів, виконаних карбонатом кальцію; передбачається, що ці канали залишені корінцями рослин.

Глинисті мінерали - індикатори умов осадконакопичення

Деякі глинисті мінерали (Ілліт і хлорит непридатні для цієї мети) можуть служити індикаторами осадконакопичення. Присутність монтморилоніту може свідчити про переотложении гідротермальних продуктів, про вивітрюванні в басейні вулканічних стекол. Монтморилоніт може бути залишковим продуктом при еволюції грунтів; надходити з кальцієвих і гідроморфних грунтів. При осадконакоплении монтморилоніт виникає в лужному середовищі. Глауконіт характеризує морську обстановку, а палигорськіту - обстановку хімічного осадконакопичення, незалежно від солоності басейну.

У цілому роль глинистих мінералів при відновленні умов осадкообразованія зводиться до наступного.

1.Обломочние глинисті мінерали, принесені в басейн ззовні, не є індикаторами умов осадконакопичення.

2.ето мінерали дозволяють оцінити інтенсивність ерозії і характер вивітрювання на прилеглому континенті. Ілліт і хлорит свідчать про переважне розвитку процесів фізичного вивітрювання, хлорит надзвичайно чуствителен до впливу вивітрювання. Ілліт, смешаннослойние освіти і вермикуліт говорять про розвиток помірного хімічного вивітрювання. Монтморилоніт грунтового походження свідчить про наявність погано дреніруемих грунтів, в яких панували лужні умови. Каолініт грунтового походження вказує на інтенсивне хімічне вивітрювання.

3. Новостворені глинисті мінерали (глауконіт, палигорськіту, шамозіти і іноді тальк) свідчать про хімічний осадконакоплении.

4.Более того, новостворені глинисті мінерали дозволяють відновити панували на континенті кліматичні умови. Найкращий приклад тому - палигорськіт, що виникає при інтенсивному гідролізі мінералів на континенті.

5.Трансформірованние глинисті мінерали дозволяють реконструювати умови, що панували на континенті (деградовані мінерали), і умови седиментації (аградірованние мінерали).

У цілому дані по глинистих мінералів слід з великою обережністю використовувати при з'ясуванні умов осадконакопичення. Але якщо глинисті мінерали мають уламкові походження, вони настільки ж мало говорять про умови седиментації, як і уламковий кварц.

Метаморфізм глинистих порід

Глини є основним типом силікатних порід, які виникають у поверхневих умовах. Якщо при вивітрюванні відбувається руйнування і перетворення силікатних порід, то при метаморфізмі розвивається їх регенерація.

Постседіментаціонная еволюція каолініту й монтморилоніту.

На стадії епігенеза, до початку метаморфізму, каолініт перетворюється в Ілліт і серицит. Про це свідчить широка серіцітізація каолінітом під впливом мінералізованих розчинів і відсутність каолініту в сланцях, що стоять на порозі метаморфізму.

При процесах регіонального метаморфізму в умовах високих температур глини переходять в щільні глинисті сланці (аргіліти і філліти). Вище 300 ⁰ каолініт повністю руйнується, перетворюючись при наявності лугів в серицит, слюди, польові шпати, а відсутність їх - у силікати алюмінію: андалузит, силіманіт, дистен та інші мінерали, що складають кристалічні сланці.

Еволюція багатих каолінітом і бідних калієм осадових порід повинна призвести до виникнення пірофіліту.

У ще більшою мірою на стадії епігенеза змінюється монтморилоніт. Він також зникає до початку метаморфізму. Хоча еволюція монтморилоніту і не була ще простежено крок за кроком, проте є підстави вважати, що глиноземисті монтморилоніту під впливом мінералізованих розчинів перетворюються на Ілліт і серицит. Під впливом магнезіальних розчинів монтморилоніт може заміщатися хлоритом. Хлорит може розвиватися і за тріоктаедріческому монтморилоніту.

Таким чином, каолініт і монтморилоніт перетворюються на стадії епігенеза, задовго до початку метаморфізму.

Ілліт і хлорит. Ці мінерали систематично виникають на стадії епігенеза. У сланцях (серіцітових, хлоритових, блискучих, зелених і т.д.) основними породообразующими мінералами є серицит і хлорит. Спостерігається значна еволюція від глинистих сланців, складених лусочками глинистих мінералів розміром в мікрони або десятки мікронів, до метаморфічних сланцях епізони зі слюдисті лусочками розміром в міліметри або десятки міліметрів.

Ілліт і хлорити осадових відкладень характеризуються численними ізоморфними заміщеннями і в порівнянні з крупнокристалічною шаруватими силікатами, що виникли при метаморфізмі, містять дуже рясні чужі домішки. У міру зростання тиску і температури та розвитку метаморфічних процесів структура глинистих мінералів, прагнучи досягти мінімуму внутрішньої енергії, стає все більш досконалою. Залізо і частково магній видаляються з Ілліт і входять в грати хлорітов.І назад, з решітки хлориту видаляються чужі іони, зокрема алюміній, які надходять в зростаючі слюдисті мінерали. Перерозподіл елементів супроводжується зростанням кристалів шаруватих силікатів. Саме рясні заміщення зумовлюють невеликий розмір часток шаруватих силікатів, а в міру того, як в процесі метаморфізму відбувається «очищення» структури розміри кристалів ростуть.

Небхідно пам'ятати, що при еволюції глин в глинисті сланці не спостерігається прямого переходу шаруватих силікатів глин в крупночешуйчатие шаруваті силікати сланців. Тут мають місце сортування, переміщення, обмін елементами між шаруватими силікатами і виникають більш досконалі, а тому більш крупні кристали. У кінцевому підсумку формується сланець, складений глиноземистий, кремнеземисті і магнезіальних серициту і хлоритом. Зміст різних мінералів визначається первинним складом глини.

Слюди слюдяних сланців У міру зростання ступеня метаморфізму сланці найнижчих щаблів метаморфізму поступово переходять у двуслюдяние сланці, що складаються з мусковіту і біотиту. Еволюція серициту розвивається шляхом видалення чужих іонів, зокрема іонів магнію, і шляхом упорядкування решітки, яка втрачає воду і збагачуються калієм. Одночасно відбувається перетворення хлориту в біотит. При цьому магній залишає межслоевое прокладки хлориту і поряд з залізом займає октаедричні позиції, а калій забезпечує межслоевое зв'язку. Перерозподіл елементів в асоціації біла - темна слюда, стійкою в зоні слюдяних сланців, відбувається в іншому порядку, ніж при вивітрюванні. Потрібно відзначити, що коли в епізону потрапляє значна кількість натрію, він виділяється із грат шаруватих силікатів і виникає альбіт - мінерал, досить характерний для багатьох слюдяних сланців. Цей мінерал формується значно частіше, ніж Парагон.

На стадії метаморфізму натрій і кальцій зазвичай входять в грати вапняно-натрієвих польових шпатів. У серії філлітов рано чи пізно виникають калієві польові шпати. Вони розвиваються перш за все по мусковіту і при цьому алюміній переходить в четверну координацію. На відміну від багатого глиноземом мусковіту, біотит не може заміщатися польовими шпату, оскільки в їх решітці немає місця магнію та заліза. Таким чином, доля біотіта і мусковіту в мезозоне істотно різна. Тому силікатні породи мезозони на відміну від сланців і слюдяних сланців включають не тільки шаруваті силікати, а й рясні польові шпати, а єдиним свідком колишнього складу породи є біотит У катазоне біотит, у свою чергу, заміщається польового шпату і дає початок ортоклаз і позбавленим глинозему магнезіально - залозистим мінералів, наприклад ромбічним піроксенах.

На високих щаблях метаморфізму, наприклад в гранулітового фації, що панували в гідросфері шаруваті силікати повністю зникають. Алюміній входить в грати польових шпатів, а магній і частково залізо - в грати піроксенів. Титан і залізо, поступово переходили на стадіях епігенеза та початкової метаморфізму в силікатну форму, знову вивільняються в ідеї ільменіту, характерного для гранулітового фацій.

Родовища

Велика кількість родовищ каоліну поширене на території Україні, в зонах вивітрювання виходів масивно-кристалічних порід Південно-Російського щита. Найголовнішими з них є: Глуховецьке, Турбівське і Райковський (Вінницька область), Просянського (Дніпропетровська область) та ін На Уралі велика кількість первинних і вторинних родовищ, переважно вогнетривких каолінів поширене в Свердловській і Челябінській областях. У Криму, в районах від Карасубазара до Севастополя встановлені глини сірувато-зеленого кольору, що складаються з колоїдального монтморилоніту, які добре адсорбують їдкі луги і повністю поглинають вуглекислі лугу зі слабких водних розчинів і тому широко застосовуються в миловарінні.

Висновок.

З великого числа різновидів відомі порід тільки деякі є найбільш поширеними. Три головних типи - пісковики, глинисті сланці і вапняки - складають 95% і більше всіх порід. А серед цих головних типів глини складають 70-83%.

Глини вважаються «малим корисних копалин»; за традицією багато хто думає, що глини відносно дешеві. Насправді це не так. Якщо врахувати загальну вартість всіх видобуваються глин, виявиться, що вона дуже велика - вище вартості більшості інших корисних копалин.

Глини використовуються в нафтовій промисловості для очищення продуктів дробової перегонки нафт від сторонніх зважених домішок; в текстильній-при обробці суконних матеріалів; в гумовому виробництві - в якості активного наповнювача; в миловарній і косметичної промисловості; застосовуються для очищення води і харчових продуктів; у фармацевтичній промисловості .

Найголовнішим і найстарішим споживачем є керамічна промисловість. Каолін застосовується в тонкій кераміці при виробництві фарфору і фаянсу; в паперовій промисловості як наповнювач.

Практичне використання глин велике і важливе для багатьох областей діяльності людини.

Список літератури

1. Ж. МИЛО «ГЕОЛОГІЯ ГЛИН» ЛЕНІНГРАД. 1968р.

2. Ф.Дж. ПЕТТІДЖОН «Осадові породи». МОСКВА 1981р.

3. ДЖ. ГРІНСМІТ «Петрологія осадових порід». МОСКВА «МИР» 1981р.

4. Р. Е. ГРИМ «Мінералогія І ПРАКТИЧНЕ ВИКОРИСТАННЯ ГЛИН». МОСКВА «МИР» 1967р.

5. А.Г. Бетехтін «Мінералогія» МОСКВА 1950р.

6. ГІРСЬКА Енциклопедія. Москва «Радянська енциклопедія» 1986р.