Генезис, строение глинистых минералов

Общими особенностями глинистых минералов являются малые размеры (1—2 мкм, что составляет около 0,001—0,002 мм и меньше).

Глинистые минералы образуют основную массу глинистых пород, или глин — природных полиминеральных агрегатов с размером частиц меньше 0,01 мм. Глины способны приобретать пластичность либо гелеподобность во влажном состоянии и сохранять полученную форму при высыхании. В сухом состоянии они представляют собой плотные каменистые землистые массы, которые можно царапать ногтем. Поверхность таких масс либо шероховатая, либо гладкая, блестящая. Цвет — белый и серовато-белый, но за счет примесей других веществ и минералов окраска глин может быть самой разнообразной, чаще всего преобладают красные и коричневые тона, обусловленные присутствием примесей окислов и гидроокислов железа. 1

Наиболее распространенными глинистыми минералами являются каолинит и монтмориллонит. Они вместе с глиноподобными вермикулитами, хлоритами, гидрослюдами и смешаннослойными образованиями составляют основную массу глинистых, в том числе и почвенных, пород.

В почвах высокодисперсные глинистые минералы являются самыми активными минералами в химических реакциях.

Поэтому они во многом определяют поглотительную способность почв, являются источниками химических элементов для питания растений. На поверхности глинистых минералов почв происходят реакции сорбции и обмена катионов, гидратации и дегидратации, взаимодействия с органическими веществами и гербицидами. Вокруг катионов, находящихся на поверхности кристаллических решеток глинистых минералов, создается сильное электрическое поле, которое обусловливает каталитические свойства этих минералов.

По происхождению глинистые минералы делятся на 2 группы: 1) первичные, или остаточные; 2) вторичные, или переотложенные. Основная масса — остаточного происхождения, образуется в корах выветривания и почвах в результате последовательного разрушения магматических и иногда осадочных полевошпатовых пород, преимущественно в условиях теплого влажного климата.

При выветривании пород такие элементы, как К, Na, Са, Mg, легко гидратируются, переходят в раствор и уносятся; Si, Fe, Al образуют труднорастворимые малоподвижные окислы, но в присутствии органических соединений и они приобретают подвижность. Коллоиды и имеют положительный заряд, а коллоиды и — отрицательный. Взаимодействуя между собой, они коагулируют. Поверхность комплексных коллоидов несет случайные некомпенсированные заряды. Так как вода — диполь, она стремится к взаимодействию с коллоидами. Происходит «старение» последних, их кристаллизация — возникают глинистые минералы. Второй, более распространенный путь их образования при выветривании — трансформация близких к ним по составу и структуре магматических слоистых силикатов. Одновременно происходят частичные изменения структуры, прямые кристаллохимические преобразования.

Во всех случаях глинистые минералы образуются только при открытой системе химического обмена, т. е. выноса и привнося продуктов химического выветривания. Уже образованные глинистые минералы при изменении внешней среды способны распадаться на коллоиды, а из них возникают минералы, устойчивые в новых условиях. Поэтому в составе глинистых пород присутствуют как кристаллические, так и аморфные минералы (типа аллофана).

Глинистые минералы относятся к классу силикатов, для которых характерны сложные кремнекислородные структуры.

Структурной единицей («кирпичиком») кристаллов всех силикатов является группа . В ней небольшой катион: Si заключен между 4 крупными анионами кислорода, расположенными относительно кремния как бы по вершинам тетраэдра (ограниченный треугольниками правильный четырехгранник)— (рис. 1, а).

Поэтому группу условно называют кремнекислородным тетраэдром. В разных силикатах либо одиночные тетраэдры соединяются между собой при помощи катионов — как, например, в оливине либо сами тетраэдры группируются в изолированные острова, цепочки, ленты, слои, сложные трехмерные каркасы, соединенные катионами.

Глинистые минералы выделяют в отдельную группу слоистых силикатов, особенности структуры которых являются определяющими для физико-химических свойств этих минералов.

Как и все слоистые силикаты, глины состоят из слоев-сеток. Бывают тетраэдрические и октаэдрические сетки. В узлах тетраэдрических расположены кремнекислородные тетраэдры ,при этом 3 иона кислорода каждого тетраэдра в одной плоскости соединяются между собой по вершинам шестиугольника (рис. 1,б). Поэтому тетраэдры образуют бесконечные сетки с шестиугольной (гексагональной) ячейкой. Активные вершины всех тетраэдров (кислород, имеющий свободную валентность) обращены в одну сторону. Следовательно, сетка химически активна по одной плоскости.

Октаэдрическая сетка состоит из октаэдров, выделение которых так же, как и тетраэдров условно: оно делается для удобства описания узловых структурных групп. В центре октаэдра находятся ионы Al, Fe, Mg, Zn. Они заключены между группами (ОН)-, расположенными относительно центральных катионов как бы по вершинам октаэдра — восьмигранника с шестиугольными гранями (рис. 1, в). Так как октаэдр является структурной группой, условно вычлененной ИЗ; сложного кристалла, валентность катиона и окружающих его гидроксильных групп не взаимоуравновешены. Октаэдры так же, как и тетраэдры образуют сетки с шестиугольной ячейкой. Размеры ячеек тетраэдрических и октаэдрических сеток совпадают, поэтому они легко совмещаются и образуют структурные слои — пакеты.

При образовании пакета в октаэдрических сетках часть гидроксильных групп замещается ионами кислорода тетраэдров. Поэтому в пакете 2/3. анионов представлены кислородом, связанным одновременно с катионами и тетраэдров, и октаэдров, а 1/3 — связанным гидроксильной группой (OH). Взаимодействие ионов внутри пакета осуществляется при помощи электростатических и ковалентных связей. Так, между ионами Si и О в тетраэдрах наблюдается наиболее прочная ковалентная связь, а в октаэдрах преобладают электростатические связи. Между пакетами присутствуют более слабые ионно-электростатические (через межслоевые катионы), водородные, межмолекулярные (ван-дер-ваальсовские) силлы.

Если в центре октаэдров октаэдрической сетки расположены трехвалентные катионы то в самой сетке каждый третий октаэдр отсутствует. Это определено условиями полной электростатической скомпенсированности валентностей. Минералы такого типа называются диоктаэдрическими. Так как состав октаэдрического слоя в диоктаэдрических. минералах соответствует составу гиббсита , слой; иногда называют гиббситовым. Если же в центре октаэдров расположены двухвалентные катионы , то для. сохранения баланса валентностей необходимо, чтобы в сетке были заполнены все октаэдрические узлы (позиции). Такие минералы называются триоктаэдрическими. В них состав октаэдрического слоя соответствует составу брусита , и слой поэтому называют бруситовым.

В зависимости от количества сеток выделяются двух-, трехи четырехслойные пакеты. Двухслойные пакеты состоят из 1 тетраэдрической и 1 октаэдрической сетки, имеют цифровое обозначение 1:1; трехслойные пакеты состоят из 2 тетраэдрических и 1 октаэдрической сетки, имеют обозначение 2 : 1; в четырехслойных пакетах между 2 трехслойными образованиями заключена еще 1 октаэдрическая сетка, они имеют цифровое обозначение 2:1 :1.

Глинистые минералы состоят из двух- и трехслойных пакетов. Главным представителем двухслойных минералов является каолинит, а трехслойных — монтмориллонит. Все остальные глинистые минералы являются их изоморфными и политипными разновидностями.

Изоморфизм — явление, когда при одинаковой структуре минералы имеют разный химический состав благодаря взаимным замещениям катионов в октаэдрических и тетраэдрических сетках. Особенно сильный изоморфизм наблюдается в октаэдрических сетках. Благодаря изоморфизму пакеты обладают разными суммарными зарядами. Это, в свою очередь, определяет расстояние и силу связи между пакетами, от которых во многом зависят свойства глинистых минералов.

Политипия — явление, при котором состав и структура слоев не меняются, а происходит смещение, повороты слоев в пакете друг относительно друга. Изоморфизм особенно характерен для минералов монтмориллонитовой группы. В нее кроме монтмориллонита входят бейделлит, нонтронит, волконскоит, сампонит. Политипия характерна для минералов каолинитового ряда — каолинит, диккит, накрит, галлуазит.