Краткий курс литологии

Характерные межплоскостные расстояния каолинита

он может быть незаметен, так как для хлорита d002= 7,15A, т. е. практически равно dooi каолинита. Поэтому при наличии хлорита кроме естественного образца снимается дифрактограмма образца, обработанного теплой 10% соляной кислотой. При обработке кис­ лотой хлориты растворяются, а каолинит остается без изменений и может быть определен по характерным отражениям. В табл. 10.2 приведены данные влияния на глинистые минералы различных об­ работок образца, позволяющих определять глинистые минералы в смесях.

Детальное исследование характера элементарной ячейки као­ линита показало, что он относится к триклинной сингонии.

Каолинит при термографическом анализе дает очень характер­ ную термограмму. На дифференциальной кривой нагревания выде­ ляется четкая эндотермическая реакция, соответствующая потере гидроксильной воды, начинающаяся после 400 °С и достигающая максимума при 600°С (рис. 10.4), а также экзотермическая реак­ ция, связанная, по-видимому, с формированием кристаллического глинозема (А120 3), максимум которой приходится на 950°С.

Изучение частиц каолинита в просвечивающем и сканирующем электронных микроскопах показывает, что каолинит представлен обычно более или менее хорошо образованными шестиугольными

Al4Si4Oio(OH)8. По данным Дж. Грюнера, диккит является моно­ клинным минералом. Накрит, согласно С. Хендриксу, может быть отнесен к ромбической сингонии.

Образование диккита является характерным для цементов обломочных пород, находящихся на стадии позднего катагенеза — метагенеза. Он может встречаться вместе с каолинитом в глини­ стых породах и, обладая, так же как каолинит, пластинчатым псевдогексагоиальным габитусом (электронная микроскопия), по форме частиц практически неотличим от каолинита. Однако по ре­

Примечание. Кварц часто является характерной примесью даже во фракциях частиц, имеющих размеры меньше 0,001 мм, что необходимо учитывать при ана­ лизе дифрактограмм.

Накрпт является редким минералом. Он присутствует в поро­ дах, подвергавшихся воздействию низкотемпературных гидротер­ мальных растворов.

Близким по структуре к каолиниту является галлуазит, форму­ ла которого Al4Si4Oio• (ОН)8-4 Н20 указывает на наличие в мине­ рале межпакетной воды. Галлуазит обладает характерной термо­ граммой (см. рис. 10.4), на которой четко выделяется эндотермиче­ ская реакция в интервале 60—100°С, указывающая на потерю межпакетной воды. Присутствие молекул воды в межпакетных пу­ стотах приводит к увеличению межплоскостного расстояния у

встречаться вместе с каолинитом и монтмориллонитом, а в корах выветривания образовывать самостоятельные скопления.

Совместно с каолинитом и галлуазитом может встречаться аллофан — рентгеноаморфный глинистый минерал коллоидной природы, представляющий собой аморфную коллоидную смесь или твердый раствор свободных глинозема и кремнезема, образующий­ ся при их совместной коагуляции. Химическая формула аллофа­ на — mAbOa-ttSKVprbO. Минерал обнаружен в корах выветри­ вания, каменноугольных толщах, бокситах, бурых железняках и других породах.

Г р у п п а смектитов (•м о н т м о р и л л о н и т а ). Для обо­ значения минералов, обладающих сходным строением и образую­ щих одну структурную группу, типичным представителем которой является монтмориллонит, часто используется термин «смектиты». Наряду с этим в качестве группового названия в геологической литературе можно встретить термины «монтмориллонитовые мине­ ралы», или «монтмориллониты».

Структура смектита (монтмориллонита) может быть представ­ лена в виде бесконечного чередования плоских пакетов, каждый из

Рис. 10.4. Термограммы глинистых минералов:

которых имеет трехслойное строение: в середине октаэдрический алюмокислородогидроксильный слой, сверху и снизу — по одному тетраэдрическому кремнекислородному слою (см. рис. 10.3). Тет­ раэдрические сетки повернуты так, что вершины тетраэдров на­ правлены внутрь к октаэдрическому слою. В вершинах октаэдров, общих с тетраэдрами, располагаются вместо гидроксильных

Результаты рентгенофазового анализа тонкодисперсных фракций, каолинита, диккита и гидратированного галлуазита

Примечание. 1. По Г. Бриндли и К. Робинсону. 2. По Р. Ньюмену и Г. Брин­ дли. 3. По М. Мемелю. 4. Межплоскостные расстояния в ангстремах. 5. Интен­ сивность отражений в условных баллах (максимальные отражения равны 10 бал­ лам).

групп (ОН) атомы кислорода. Структура имеет диоктаэдрический характер. В связи с тем что поверхности трехслойных пакетов образованы нейтральными основаниями тетраэдров, связь между пакетами очень слабая; они удерживаются в трехмерной структуре кристалла только вандерваальсовыми силами. Поэтому в межпа­ кетном пространстве располагаются молекулы воды, вызывающие расширение кристаллической решетки в направлении оси с, т. е. приводящие к увеличению межплоскостного расстояния, которое для смектитов (минералов группы монтмориллонита) является пе­ ременной величиной, зависящей от степени насыщения межпакегного пространства молекулами воды, некоторых органических сое­ динений или катионами.

Теоретическая структурная формула идеализированного смектита (без учета изоморфных замещений) довольно проста — Al2Si40 ю(ОН)2■пН20. Формулы реальных смектитов всегда отли­ чаются от этой идеализированной формулы, так как в тетраэдри­ ческих сетках часть Si4+ (до 15%) замещается на А13+, реже на Fe3+; а в октаэдрической сетке часть А13+ (а иногда весь А13+) замещается на Mg2+ или Fe3+. При полном замещении октаэдри­ ческого алюминия на Mg2+ минерал приобретает триоктаэдрическую структуру октаэдрического слоя. При изоморфных замеще­ ниях возникает избыточный отрицательный заряд пакетов, который компенсируется обычно катионами Na+ и Са2+, иногда частично К+ или Mg2+, заполняющими вместе с молекулами воды мёжпакетное пространство кристаллической решетки.

Широкое развитие процессов изоморфного замещения AI в октаэдрах и Si в тетраэдрах обусловливает образование большого количества разновидностей глинистых минералов, относящихся к группе смектитов.

оси с, т. ё. способность увеличивать межплоскостное расстояние мри насыщении межпакетиых пространств молекулами таких органиче­ ских соединений, как этиленгликоль и глицерин. Независимо ог первоначального межплоскостного расстояния природного монтмо­ риллонита после его насыщения этиленгликолем межплоскостное

вание образцов монтмориллонита в течение двух часов при темпе­ ратуре 600 °С приводит к уменьшению межплоскостного расстоя-

ния до 9,5—10,0А, что также помогает индентифицировать мине­

Таблица 10.6

Межплоскостные расстояния монтмориллонита, насыщенного глицерином (по Д. М. К. Мак-Юан)

При сравнении дифрактограмм природных образцов п образцов, насыщенных этиленгликолем или глицерином, по увеличению меж­ плоскостного расстояния присутствие монтмориллонита легко уста­

навливается даже в смесях с другими глинистыми минералами. Для более точной диагностики разновидностей смектитовых мине­ ралов используются данные химического анализа, по которым рас­ считываются структурные формулы минералов.

Существенную помощь в идентификации смектитовых минера­ лов оказывают результаты их термографического анализа. На термограммах всех смектитов четко выделяется эндотермическая реакция с максимумом между 150° и 200°С, связанная с уходом из решетки минералов межпакетной воды. Характер термограмм от­ дельных минералов группы смектитов приведен на рис. 10.4.

Электронно-микроскопическое изучение монтмориллонита пока­ зывает, что его частицы не имеют кристаллографических очерта­ ний и представляют собой беспорядочные расплывчатые массы с размытыми, нечеткими краями (см. рис. 10.5), образованные, по-ви­ димому, агрегатами наложенных друг на друга мельчайших чешуй­ чатых частиц с толщиной, приближающейся к толщине элементар­ ного пакета.

Близкими по структуре к смектитам являются вермикулиты, часто выделяемые в качестве самостоятельной группы минералов* Структура вермикулитов трехслойная, состоит из двух внешних тетраэдрических сеток и внутренней октаэдрической сетки (струк­ туру монтмориллонита см. на рис. 10.3). В межпакетном простран­ стве в качестве обменных катионов присутствуют Mg, Са и неко­ торые другие, а также молекулы воды. Общая формула вермику­ литов

(Mg, Fe)3 (А1,Б14*)О10(ОН)2. (Mg, Са)0,5-4,5Н20,

где х = 0,5ч- 0,7 до 1,0.

В глинистых породах тонкодисперсные вермикулиты часто при­ сутствуют в виде примеси к другим глинистым минералам или образуют смешанослойные образования типа монтмориллонит —

вермикулит, хлорит — вермикулит и др. Межплоскостное расстоя-

о

иие dooi вермикулитов — 28—29 А. На дифрактограммах обычно

о

четко фиксируется отражение 002, равное 14,0—14,5А, в связи с чем определяются вермикулитовые минералы в присутствии монт­ мориллонитов или хлоритов. От монтмориллонитов вермикулиты отличаются отсутствием увеличения межплоскостного расстояния при обработке глицерином после предварительного насыщения минерала катионами магния; а от хлоритов — уменьшением rfooi

до 9,4—10,0 А после прокаливания при 600°С (см. табл. 10.2). Таким образом, вермикулиты глинистых пород обладают струк­

турой иллитов и смектитов, причем связи между пакетами у вер­ микулитов проявляются слабее, чем у минералов группы иллита

предложен американскими исследователями Р. Гримом, Р. Бреем

СССР для обозначения слюдоподобных глинистых минералов чаще употребляется термин «гидрослюда». Под иллитом в этом случае понимается тонкодисперсиый глинистый минерал, являющийся гидратированным аналогом мусковита.

Структура иллитов сходна со структурой смектитов (ср. рис. 10.6 и 10.3). Она образована чередованием трехслойных паке­ тов, каждый из которых состоит из двух тетраэдрических кремне­ кислородных сеток, повернутых вершинами тетраэдров навстречу друг другу и заключенного между ними октаэдрического алюмокислородогидроксильного слоя. Идеализированная формула иллита, фактически совпадающая с формулой мусковита, KAl2(AlSi3)Oio(OH)2 показывает, что в результате изоморфного замещения части Si4+ в кремнекислородных тетраэдрах на А13+ возникает избыточный отрицательный заряд, который компенси­ руется катионами К+. Последние располагаются в межпакетных пространствах в гексагональных «впадинах», имеющихся на по­ верхности, образованной основаниями тетраэдров, и жестко связы­

вают соседние пакеты, препятствуя расширению решетки по оси с.

о

Межплоскостное расстояние, характерное для иллитов, равно 10 А.

на А13+ и соответственно меньшим содержанием калия, компенси­ рующего избыточный отрицательный заряд пакетов. Так, в муско­ вите теоретическое содержание КгО составляет 11,8%, в то время как в иллитах оно в большинстве случаев колеблется в пределах от 3—4 до 8%. В иллитах достаточно широко развиты изоморфные замещения алюминия в октаэдрах на Fe3+, Mg2+, Fe2+ и др. Об­ щая формула минералов группы иллита может быть представлена в форме

(1C H20),V(A1, Fe3+, Mg, Fe2+ M A ^ g O 10(OH)2,

где х = 0,5ч-0,75.

В межпакетном комплексе наряду с существенно преобладаю­

ще)