Литология шпоры

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

11

результате осадочные породы в большинстве своем отличаются от магматических и метаморфических более простым химическим составом, высокой концентрацией отдельных компонентов или более высокой степенью однородности частиц по размеру.

Следует иметь в виду, что наряду с осадочной дифференциацией на поверхности нашей планеты может происходить и смешивание осадочного материала (интеграция), поступающего из разных источников сноса. Этот процесс приводит к образованию полиминеральных пород, слагающихся как разнородными обломочными компонентами, так и биогенными и хемогенными образованиями.

ФАКТОРЫ ЛИТОГЕНЕЗА.

Формирование осадочных горных пород — сложный природный процесс, происходящий в различных условиях, которые определяются разнообразными факторами и силами земной и космической природы. Среди них ведущую роль играют тектонические процессы. Огромное влияние на осадкообразование оказывают климат, рельеф, жизнедеятельность животных и растительных организмов, но все эти факторы в значительной степени регламентируются тектоникой. Кроме того, на образование осадочных пород накладывают отпечаток газовый состав атмосферы, солевой состав и минерализация вод гидросферы, рН среды, интенсивность и формы проявления вулканической деятельности, состав пород в областях питания и некоторые другие.

Тектонические колебательные движения способствуют трансгрессии и регрессии морских водоемов и, следовательно, перемещение береговых линий. Это отражается на составе и строении отлагающихся осадков. В общем случае регрессия сопровождается укрупнением размера обломочных частиц, трансгрессия ведет к накоплению более тонкозернистых осадков. В ряде случаев в результате регрессии могут образоваться обширные мелководные водоемы, имеющие ограниченную связь с открытым морем. В условиях жаркого засушливого климата соленость вод таких бассейнов существенно возрастает, что может вызвать осаждение различных солей.

Вследствие тектонических движений изменяются положение областей сноса осадочного материала на континентах, рельеф поверхности, скорость течения рек и временных потоков, что сказывается на минеральном составе и размере обломочного материала. Тектонические колебательные движения являются одной из основных причин слоистого строения осадочных толщ и периодичности осадконакопления, что выражается в неоднократной повторяемости в геологическом разрезе слоев пород одинакового или близкого литологического состава. В зависимости от амплитуды и продолжительности колебательных движений, чередующиеся слои могут иметь различную мощность — от долей сантиметра до нескольких метров, а слагаемые ими литологические комплексы достигать нескольких сотен метров.

Тектонический режим в значительной мере определяет скорость накопления осадочного материала. Установлено, что в геосинклиналях она выше, чем на платформах. По данным В.Е.Хаина (1956 г.) и А.Б.Ронова (1958 г.), средняя скорость накопления осадков в этих областях соответственно составляла 30 - 320 и 3— 13 мм за 1000 лет. Подмечено также, что скорость

накопления осадков на равнинах ниже, чем в предгорьях, а в центральных частях океанических бассейнов — ниже, чем в прибрежных областях. Максимальные мощности и скорости накопления осадков характерны для областей компенсированного прогибания.

Большое влияние на формирование осадочных пород оказывают тектонические движения и магматизм, благодаря которым в процесс образования осадочного материала вовлекаются крупные массивы глубинных магматических и метаморфических пород.

Наконец, тектонический режим в значительной мере определяет размер и форму осадочных тел. В платформенных условиях, при региональном продолжительном погружении обычно образуются мощные геологические тела более или менее изометричной формы. В геосинклинальных прогибах — осадочные тела при значительной протяженности (сотни и тысячи километров) имеют небольшую ширину (десятки километров). С колебательными тектоническими движениями связано образование карбонатных органогенных построек рифового типа.

Существенную роль в формировании осадочных пород играет рельеф поверхности суши и дна водоемов. В горных районах может образовываться и перемещаться крупный обломочный материал — от первых миллиметров до нескольких метров. В равнинных областях обычно формируется мелкий обломочный материал, составляющий доли миллиметра. При скорости течения равнинных рек до 0,3—0,5 м/с может переноситься песок, алеврит, пелитовые частицы. Горные реки, скорость течения которых достигает 8—10 м/с, способны переносить валуны и даже глыбы. По мере выполаживания рельефа скорость течения континентальных водных потоков и их транспортирующие возможности убывают. В связи с этим в районах с сильно пересеченным рельефом накапливаются более крупнозернистые осадки, чем в пенепленизированных.

В морских условиях рельеф дна бассейна в значительной мере определяет характер распределения осадка. Пониженные элементы рельефа благоприятны для его накопления, а приподнятые нередко подвергаются размыву, при этом в первую очередь уносятся наиболее мелкие частицы, и вследствие этого происходит относительное обогащение осадка крупными частицами. При крутом уклоне дна (более 20—30°) осадочный обломочный материал, не задерживаясь в прибрежной зоне, скатывается на глубину и отлагается на уступах или в зоне выполаживания рельефа дна.

Климат также оказывает большое влияние на формирование осадочных пород. Сам он определяется многими причинами и факторами, среди которых ведущую роль играют интенсивность солнечной радиации, положение участков поверхности Земли относительно Солнца, прозрачность и состав атмосферы, гипсометрия суши, соотношение площадей суши и моря, интенсивность теплового потока Земли и т. д. Все эти факторы в значительной мере определяются тектоническими причинами.

Учитывая важную роль климата на разных этапах образования осадочных пород, Н.М.Страхов (1960) выделил три климатических типа литогенеза: ледовый (нивальный), гумидный, аридный и четвертый — аклиматический, вулканогенно-

осадочный.

Аридный тип литогенеза развивается в обстановке пониженной влажности и повышенной температуры. Он характерен для континентов (пустыни, полупустыни, сухие степи), но может быть развит и во внутриконтинентальных озерных и морских бассейнах (Каспийское, Красное моря и др.).

11

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

12

Осадочный материал в областях аридного литогенеза образуется главным образом за счет механического выветривания выходящих на поверхность пород, в результате химического осаждения солей, а также вследствие жизнедеятельности организмов, роль которых существенно понижается при увеличении солености вод бассейнов. Часть осадочного материала поступает из располагающихся по соседству областей гумидного климата вместе с мощными временными потоками, ручьями и реками. В самих областях аридного климата перенос осадочного материала в значительной части осуществляется ветром. Для данного типа литогенеза характерны следующие породы: эоловые пески и песчаники, глинисто-алевритовые образования,

известняки, доломиты, гипсы, ангидриты, каменная соль и некоторые другие.

Аклиматический (вулканогенно-осадочный) тип литогенеза не связан с климатом. Он присущ областям вулканической активности, которые располагаются в различных климатических зонах. В этом случае осадочный материал в значительной мере поставляется вулканами в виде вулканического пепла, вулканических бомб. Кроме того, продуктами вулканизма являются газы и сильно минерализованные горячие воды. Кроме вулканогенного материала при этом типе литогенеза, в формировании осадочных пород участвуют терригенные, хемогенные и органогенные компоненты. При наземной вулканической деятельности образуются породы, состоящие преимущественно из вулканического пепла, мелкозернистого обломочного и глинистого материала (туффиты, туфогенные породы). Подводный вулканизм способствует образованию вулканогенно-кремнистых, вулканогенно-известняковых и других пород.

В современную эпоху преобладает гумидный тип литогенеза, который господствует уже в течение длительного времени. На ранних этапах геологической истории Земли основная роль принадлежала вулканогенно-осадочному типу литогенеза.

Жизнедеятельность организмов, как уже отмечалось, существенным образом отражается на осадочном породообразовании. Многие водные организмы строят свои скелеты, заимствуя химические соединения из воды морских бассейнов, причем они способны усваивать даже те вещества, которые не находятся в состоянии насыщенности (кремнезем, фосфаты и др.). После отмирания организмов их минеральные скелеты поступают в осадок и нередко образуют скопления большой мощности.

В осадках водоемов гумидных областей содержание органического вещества выше, чем в осадках аридных; в глинистых илах — больше, чем в песках и алевритах. Органическое вещество осадка в значительной мере определяет окислительно- восстановительную обстановку. Разложение органического вещества способствует изменению газового режима, щелочно-

кислотных свойств среды, что в свою очередь отражается на состоянии осадка. В результате жизнедеятельности некоторых организмов формируются рифовые карбонатные постройки, образуются такие специфические породы, как каменные угли, фосфориты, диатомиты и др.

Физико-географические условия (в том числе температура, давление, влажность воздуха, облачность, солнечное сияние, осадки и др.) в областях формирования осадочного материала и зонах осадконакопления варьируют в широких пределах. Температура на поверхности осадка, например, колеблется в настоящее время в диапазоне от + 85°С (пустыни Африки и Южной Америки) до — 89,2°С (рекордно низкая температура, занесена в книгу Гиннеса: Антарктика, Станция "Восток"; 21 июля 1983 г., на высоте 3420 м). Давление в горах составляет доли единицы, а в океанических впадинах достигает 110—117

МПа. Довольно близкие термобарические условия наблюдаются и в стратисфере — зоне существования осадочных пород. Следует иметь в виду, что в течение геологической истории Земли эти параметры не оставались постоянными. Несомненно, что температура в зоне осадконакопления в целом была выше, возможно, что выше было и давление. Диапазон глубин существования осадочных пород был уже, а максимальное давление в стратисфере — меньше. Вполне возможно, что влаж-

ность, облачность, солнечное сияние в геологическом прошлом также существенно отличались от современных

27. Структурные признаки обломочных пород, примеры структур обломочных пород. Структура обломочных пород.

12

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

13

28.Формы локализации полезных компонентов в осадках и осадочных породах.

29.В какой последовательности изучаются и описываются обломочные породы? План изучения и описания обломочной породы. (по Швецову с дополнениями)

1.Окраска

2. Макротекстура Крепость Остатки организмов Структура:

-размер обломков

-сортированность их по размеру

-форма обломков

-окатанность

Вещественный состав породы: - состав обломочной массы (в%)

Обломки пород, Минералов (каких?) Скелетов организмов, Вулканического стекла

- состав цементирующей массы.

Вид цементации, строение цемента, соотношение его с обломками и т.д. Микротекстура.

-массивность, слойчатость, сланцеватость.

-плотность, пористость.

Минеральные и другие новообразования. Развернутое наименование породы.

30. Бокситы. Минеральный состав. Условия образования. Формы залегания. Практическое использование.

Бокситы были впервые найдены и описаны более 100 лет тому назад во Франции, в департаменте Бо, по имени которого они и были названы. После их изучения, показавшего, что около 50% их состава приходится на АI2О3,

представленный минералами группы диаспора и гидраргиллита при почти полном отсутствии кремнезема и часто заметном содержании окислов железа, эту породу стали нередко отождествлять с латеритами. Часто при этом под названием «бокситы» выделяли ее разности, более богатые АI2О3, бедные железом и SiO2 и пригодные в качестве алюминиевой

руды. Вместе с тем минералоги стали неправильно применять это название породы для обозначения минерала АI2О3*2Н2О, из которого, судя по анализам, состоит боксит. Позже было, однако, доказано, что такого минерала не существует, а в состав боксита входят моногидрат и тригидрат АI2О3. От отождествления древних пород бокситов с латеритами большинство советских исследователей также отказалось после того, как изучение под руководством Архан- гельского открытых за последнее десятилетие залежей бокситов в Совет» ском Союзе привело к выводу, что наши бокситы, по-

видимому, не элювиальное образование, а нормальные водные (морские и озерные) химические осадки.

На основании тех же исследований Архангельский склонен был даже считать, что и латериты — водный химический осадок, и не отличаются, таким образом, от бокситов. Учитывая, однако, что это предположение, за отсутствием латеритов в СССР, не было проверено на деле его сторонниками, а латеритный профиль описан как элювиальное образование целым рядом исследователей на разных материках и не выделяется ни но своей мощности, ни по другим особенностям из ряда других заведомо элювиальных остаточных образований, как, например, уральские каолины и другие породы уральской коры выветривания, целесообразно и сейчас считать его молодой корой выветривания.

О происхождении бокситов было высказано много и других предположений. Главнейшие из них следующие:

1) В результате окисления пирита, заключенного в породах, при их выветривании образуется серная кислота.

интересные лишь с минералогической точки зрения.

2) Иногда происхождение бокситов связывают с растворением известняковых свит и освобождением рассеянных в них

гидратов окиси алюминия, как это выше указывалось для красноземов.

3)Некоторые геологи залежи бокситов, в том числе частью и оте чественные, рассматривают как сохранившиеся на месте части латеритного профиля, различные горизонты которого прослеживаются в подстилающих бокситы слоях. По-видимому, однако, эти предположения ошибочны.

4)Более вероятно предположение, что некоторые залежи бокситов возникли вследствие осаждения в озерных и морских бассейнах продуктов разложения, образовавшихся при «латеритном выветривании», и перенесенных, в виде обломочного материала, в коллоидальных и частью химических растворах (Малявкии).

5)Высказывающийся иногда и ранее взгляд, что бокситы являются чисто химическим образованием, отлагавшимся

возерах и морях, был хорошо обоснован и проверен на многочисленных новых залежах бокситов Архангельским и его сотрудниками. По мнению этих исследователей, условия залегания бокситов, строение, находки фауны и сингенетических минералов подтверждают это предположение. Материал для образования бокситов черпался, согласно этой гипотезе, из продуктов нормального выветривания магматических пород, при котором освобождались и переходили в раствор гидроокиси алюминия и железа.

6)В последнее время гипотеза образования бокситов, разработанная Архангельским и признанная у нас почти всеми

13

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

14

исследователями, начинает подвергаться критике. Так, в 1945 г. Бергом, выдвинувшим ряд возражений против взглядов

Архангельским, могли образовываться только континентальные озерно-болотные бокситы (например, мезозойские

бокситы Салаира, каменноугольные Тихвина и др.), не дающие больших залежей. В морях, по мнению этого геолога, химически-осадочные бокситы отлагаться не могли, так как в условиях морской среды (рН) алюминий практически

не перемещается. Морские бокситы, которые только и образуют крупные залежи, обязаны своим происхождением, по его мнению, подводным вулканическим явлениям, при которых алюминий, выносившийся из глубин, не обладая способностью передвигаться в море, должен был образовывать значительные скопления в местах своего выхода.

Гипотеза Пейве, как и гипотеза Берга, встречают весьма основательные возражения со стороны геологов, занимающихся изученим бокситов, и для объяснения происхождения большей части наших залежей наиболее правдоподобной продолжает оставаться гипотеза Архангельского.

Макроскопически бокситы отличаются чрезвычайным разнообразием внешнего облика. Чаще всего описываются красные довольно твердые «сухаристые» разности с пятнистой окраской, пористые, как бы источенные ходами или переполненные крупными пизолитами концентрического строения — «бобовинами» (табл. XV, фото 48 б). Наряду с этими, «классическими» формами известны разности разнообразных цветов — белые, желтые, темнозеленые, почти черные; наряду с пористыми и пят-

нистыми —■ разности однородного микрозернистого строения, иногда очень твердые с раковистым изломом, напоминающие песчаники, яшмы и другие породы, за которые их иногда и принимали.

Для изучения под микроскопом бокситы, обычно сильно окрашенные соединениями железа, представляют трудный объект. Наиболее интересны «бобовые» разности (табл. XV, фото 48а, и табл. XIII, фото 446). Изучение отдельных «бобовин», иногда совершенно непрозрачных, в других случаях частью просвечивающих, показывает, что в составе слагаю- щих их

оболочек могут принимать участие чередующиеся наслоения гематита, гидрогетита, силикатов железа (шамозит, бавалит), а также диаспора, гиббсита и других минералов. В промежутках между бобовп-нами и по трещинам можно наблюдать

выделения кристаллизованных, а частью и аморфных гидратов глинозема гидраргиллита, диаспора, бемита. В других случаях вся порода состоит из основной кристаллической или коллоидально-изотропной массы гидратов глинозема,

обычно густо пропитанной окислами железа и часто почти не просвечивающей, лишь /с отдельными пятнами или выделениями по трещинам неокрашенных кристаллов тех же минералов.

Х и м и ч е с к и й с о с т а в бокситов очень изменчив (SiO2, TiO2, AI203, Fe203, Fe0, Mn0, Ca0, Mg0, Na20, K20, P205, C02,

H20).

Изучение минерального с о с т а в а бокситов производится путем сопоставления химических анализов, результатов микроскопического изучения в проходящем и отраженном свете и с иммерсией, данных рентгенометрии и кривых нагревания.(кварц, шамозит, диаспор, гидраргиллит, гематит, гели Si02 и TiO2) Встречаются также гиббсит, бемит, гетит, может

быть каолинит.

Иногда обнаруживаются и другие минералы, из которых упомянем сидерит, кальцит, пирит.

Приведенные анализы показывают во всех случаях тесную связь гидратов окиси алюминия и железистых минералов, что легко объясняется общностью условий их осаждения.

Практическое значение бокситов, как алюминиевой руды, достаточно известно.

31. Кремнистые биогенные породы. Какими породообразующими организмами они формируются? Какие при этом образуются породы?

Кремнистые породы, силициты, группа осадочных пород, состоящих полностью или более чем на 50% из свободного или водного кремнезёма. Породообразующими минералами являются опал, халцедон и кварц. Соответственно различают опаловые, халцедоновые, кварцевые и смешанные К. п. Строение микрозернистое и скрытокристаллическое. По условиям залегания К. п. могут быть пластовыми и желваковыми (см. Кремень). По происхождению различают хемогенные (джеспилиты, кремнистые туфы) и органогенные (диатомит, радиолярит, спонголит) К. п. Кроме того, выделяются криптогенные К. п. (опоки, трепел и др.). В образовании многих К. п. весьма существенное значение имеет вулканогенно-осадочный процесс (яшмы, гейзериты,

некоторые джеспилиты и др.). Халцедоновые и кварцевые К. п. возникают в результате раскристаллизаций опаловых. Генезис многих К. п. является предметом дискуссии. К. п. молодых отложений (начиная с меловой системы) сложены преимущественно опалом, в юрских и триасовых — халцедоном и кварцем; в палеозойских и более древних — кварцем. В древних породах опал встречается лишь в виде вторичных выделений.

Распространение К. п. по стратиграфической колонке и в пространстве отражает эволюцию кремнистого осадконакопления. В докембрии (в геосинклинальных и платформенных условиях) отлагались железисто-кремнистые толщи джеспилитов за счёт

веществ, поступавших с материков и из вулканических источников. В отложениях моложе кембрия джеспилиты не встречаются. В палеозое существенную роль в образовании К. п. приобретают организмы (радиолярии и губки). Основными зонами накопления К. п. стали геосинклинали с характерным для них вулканогенно-осадочным процессом. Вулканогенный SiO2

выпадал в осадок химическим и биохимическим путями. Начиная с мелового времени органогенное образование К. п. стало господствующим в связи с появлением в конце юры диатомей. К. п. получили широкое распространение в осадках мирового океана и на материковых платформах, преимущественно в высоких широтах Северного и Южного полушарий; они сохранили также значительное развитие в геосинклиналях. В современную эпоху морские воды недонасыщены кремнезёмом и хемогенное осаждение К. п. не происходит; накапливаются только органогенные К. п.

32. Сульфатные породы. Минеральный состав. Условия образования. Формы залегания. Практическое использование.

14

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

15

Сульфатные породы. В виде тонких прослоек, пластов и линз значительной мощности встречается ангидрит. Он чаще всего зернистый, тонкозернистый голубовато-серого, реже белого и красноватого цвета. Вблизи поверхности земли

подвергается гидратации и переходит в гипс со значительным увеличением объема и изменением текстуры и структуры. При этом в слоистых ангидритах возникает мелкая складчатость — плойчатость (плойчатые текстуры и гранобластовые и гетеробластовые структуры).

Ангидрит обычно переслаивается с гипсом, каменной солью и глиной, встречается он также в виде небольших пятен и включений в каменной соли.

Гипс наблюдается в тех же условиях, что и ангидрит, часто совместно с ангидритом. Это порода белого, серовато-белого цвета, кристаллически-зернистая (тонко-, мелко-, средне- и крупнозернистая), обычно слоистая (тонко или грубо), реже

массивная. Иногда встречается гипс, окрашенный в желтоватые и розоватые тона.

Особо следует отметить селенит — розовый или красный гипс с шелковистым отливом волокнистого или столбчатого строения (волокна ориентированы перпендикулярно напластованию). Он образует прослои небольшой мощности (до 20—25

см) в мощных пластах гипса и на контакте с вмещающими породами, очень часто имеет вторичное происхождение.

Весьма разнообразны вторичные кристаллы гипса в гипсовых породах, подвергшихся выветриванию на поверхности земли, а также отдельные кристаллы гипса в других осадочных породах (например, в глинах). Описание морфологии этих кристаллов и агрегатов приводится в учебниках минералогии.

На глубине (от 100—200 м и более) гипс переходит в ангидрит.

Взаимодействие гипса с битумами приводит к образованию самородной серы. Некоторые месторождения серы, вероятно, имеют такое происхождение.

33.Условия растворения и выпадения в осадок карбонатных минералов (кальцита, доломита)? Структурные признаки карбонатных первично-осадочных пород.

34.Фосфориты и фосфоритные породы. Минеральный состав. Условия образования. Основные формы локализации.

Фосфорит - осадочная порода, содержащая значительное количество фосфатов кальция и состоящая из волокнистого или

плотного апатита с разными примесями, нередко содержит остатки костей. Фосфориты часто характеризуются почковатым и конкреционным строением, цементом в них является фосфатное вещество или скопления фосфатовых желваков и оолитов.

Проблема генезиса фосфоритов имеет более чем столетнюю историю и по своей сложности она не уступает самым трудным вопросам происхождения месторождений марганца и бокситов. Существующие теории фосфогенеза во всех деталях повторяют тупиковые направления теории марганцевого рудообразования.

Наиболее известной, логичной, плодотворной и признаваемой геологическим сообществом является предложенная в 1937 г. А.В. Казаковым схема выпадения фосфора в осадок из холодных вод апвеллинга на мелководном шельфе. Казаков считал, что глубинные океанские воды насыщены углекислотой и поэтому содержат повышенные концентрации фосфора. На шельфе воды апвеллинга прогревались, отчего растворимость углекислоты и фосфатов уменьшалась и они естественным образом удалялись из растворов – углекислота в виде СО2, а фосфаты осаждались в твердой фазе рудных залежей.

Схема Казакова заменила собою весьма уязвимую теорию биологического происхождения фосфоритов, однако и она в последние годы подвергается ревизии по причине ряда внутренних противоречий. Так, океанологические измерения указывают на отсутствие заметных концентраций фосфора в прибрежных водах, а в морских котловинах холодная вода также не может содержать растворенные фосфаты в концентрациях более 2-3 мкмоль/л, что исключает возможность хемогенной садки фосфата. Большим недочетом теории Казакова считается и полное отрицание им роли макро- и микрофауны в фосфоритообразовании.

Реанимации биогенной теории в различных синтетических вариантах посвящены работы Г.И. Бушинского, Г.Н. Батурина, Э.Л. Школьника, Ю.В. Миртова и других авторов, однако и Казаков вполне резонно указывал на отсутствие фосфора в явных биолитах – горючих сланцах, углях, ракушечниках и др. Наиболее веским и наглядным аргументом в пользу хемогенного происхождения фосфоритов служит фосфатизация древесины. Обычное дерево фосфатов не содержит, а ископаемое может замещаться ими нацело и этот факт прямо указывает на поступление фосфора в осадок из морской воды. Замещаются фосфатами не только органические остатки и карбонаты, но также и кремнистые отложения.

Проблема источников фосфора также возникает при всяких попытках подсчета баланса его содержаний в морских и континентальных водах, которые показывают несоответствие количеств осажденного и растворенного фосфора, даже если принять механизм постоянного привноса его в зону формирования месторождения. Это и побуждало искать дополнительные источники фосфора, включая вулканизм и гидротермальную деятельность. Несоблюдение баланса возникает также при отождествлении времени формирования месторождения со временем осаждения рудных пачек и рудовмещающих отложений.

Выход из сложившейся ситуации современные авторы находят в том, “...что богатые залежи зернистых фосфоритов возникают в результате гораздо более длительного процесса, чем можно представить, если допустить их непосредственную садку. Они формируются за счет седиментационного извлечения фосфатизированных мелких рассеянных участков осадка с последующим отмывом их, переносом с естественным фракционированием, обогащением и сгруживанием в местах образования собственно залежей. Для возникновения же таких небольших “инситных” начальных концентраций фосфатов, как селеукские, вполне достаточно фосфора нормальных морских вод при работе течений, поддерживающих существование водного биоса” (52,

с. 62).

Иными словами, цитируемые авторы предполагают подводное переотложение синхронного биогенного рудного осадка с одновременным увеличением концентраций фосфора в новом продукте до промышленных значений и, таким образом, справедливый исходный посыл о несоответствии времени накопления фосфора в морской воде и времени садки вступает в резкое противоречие с предлагаемым тут же механизмом рудообразования.

15

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

16

Затронутая тема аналогий фосфорного и марганцевого рудогенеза будет продолжена после изложения характерных особенностей геологического строения фосфоритовых месторождений, здесь же в качестве исходного следует заявить лишь предположение о том, что фосфоритообразование представляет собою довольно сложный гидрохимический процесс, весьма чувствительный ко всякому изменению физико-химических параметров водной среды: рН, Еh, температуры, концентраций солей, газов и кислот. Первым обоснованием такого предположения может служить ритмично-слоистое или микрополосчатое

сложение фосфаторудных пачек. Фосфориты редко образуют компактные залежи мономинерального состава подобно марганцевым или железным рудам и этот факт определенно указывает на то, что выпадение фосфатов в осадок не носит лавинообразного характера.

Тонкое переслаивание фосфоритов с безрудными карбонатами, алевропелитами и мергелями свидетельствует о строгой подчиненности фосфаторудного процесса принципу Ле Шателье, когда каждое (например, сезонное) изменение температуры морского бассейна приводит к нарушению химического равновесия, которое восстанавливается тотчас после выпадения в осадок избыточного объема рудного вещества и рудогенез прекращается до нового изменения температуры, атмосферного давления, концентраций солей и газового режима водной среды.

Много десятилетий обсуждается, но всё еще не понята связь фосфорного оруденения с органическим веществом, которое, вероятнее всего, служит не источником фосфора и не только пригодной для рудного замещения субстанцией, а мощным регулятором Еh донных илов, т.е. фактором, без которого в кислородной зоне шельфа вряд ли могли появиться контрастные окислительно-восстановительные условия, благоприятные для удаления фосфора из растворов и его фиксации в донных

отложениях.

И все же наличие в прибрежной зоне благоприятной для образования рудного осадка обстановки не является достаточным условием накопления промышленных концентраций фосфоритов. Более важная роль в фосфаторудном процессе принадлежит механизмам накопления и переноса фосфора в растворах морской воды. Достаточные обоснования перечисленным тезисам и предположениям можно найти на каждом крупном месторождении фосфоритов

35. Биогенные карбонатные породы. Какими организмами они образуются? По каким признакам определяются скелеты этих организмов? Структурные разновидности.

Органогенные горные породы, биогенные породы, осадочные горные породы, состоящие из остатков животных и растительных организмов или продуктов их жизнедеятельности. Организмы обладают способностью концентрировать определённые соединения, образуя скелеты или ткани, которые сохраняются в ископаемом состоянии. По вещественному составу среди О. г. п. можно выделить карбонатные, кремнистые, некоторые фосфатные породы, а также угли (см. Угли ископаемые). Органогенные карбонатные породы (известняки) состоят из раковин фораминифер, кораллов, мшанок, брахиопод, моллюсков, водорослей и др. организмов. Своеобразными их представителями являются рифовые известняки, слагающие атоллы, барьерные рифы и др., а также писчий мел. К органогенным кремнистым породам относятся: диатомит, спонголит,

радиолярит и др. Диатомиты состоят из опаловых скелетов диатомовых водорослей, а также спикул кремнёвых губок и радиолярий. Спонголиты — породы, содержащие обычно более 50% спикул кремнёвых губок. Цемент у них кремнистый, из опаловых округлых телец, или глинистый, слегка известковистый, нередко включает вторичный халцедон. Радиоляриты — кремнистые породы, более чем на 30% состоящие из скелетов радиолярии, которые в современных океанах образуют радиоляриевый ил. Помимо радиолярий, в них входят единичные спикулы губок, редкие скорлупки диатомовых водорослей, кокколитофориды, опаловые и глинистые частицы. При перекристаллизации радиоляриты переходят в яшмы. Органогенные фосфатные породы не имеют большого распространения. К ним относятся ракушечники из фосфатных раковин силурийских брахиопод — оболид, скопления костей ископаемых позвоночных, известные в отложениях разного возраста, а также гуано — продукты разложения помёта птиц, толщи которого накапливаются обычно на островах в условиях сухого климата.

36. Соли. Минеральный состав. Условия образования соляных месторождений. Практическое использование.

Солями называют химические осадочные породы, состоящие из легко растворимых, почти исключительно галоидных и сульфатных минералов.

Вследствие своей растворимости, эти породы выпадают из растворов, в отличие от рассмотренных выше пород, не в результате концентрации в телах организмов и не под влиянием незначительных колебаний условий внешней среды (температуры, величины рН, кислородного потенциала и т. д.), но исключительно при выпаривании и сильной концен- трации растворов природных вод, почему они и получили в англо-американской литературе удачное название эвапоритов (т.

е. отлагающихся при выпаривании).

За исключением гипса и ангидрита, соли практически не встречаются среди других пород, но в редких случаях образуют скопления огромных мощностей.

Среди солей существенное значение по объему слагаемых ими толщ имеют лишь гипс (CaSO4*2H2О), ангидрит (CaSO4), галитит или каменная соль (NaCl), сильвин (КСI), сильвинит (KCI + NaCl), тенардит (Na2SO4), мирабилит (Na2SO4 : 10Н20) и карналлит (KCI MgCI26H2O). Остальные являются в сущности не породами, а минералами, из их числа можно

отметить следующие.

Галоидные соединения: бишофит(MgCl•6Н2О).Сульфато-хлориды: каинит (KClMgSO4* ЗН2О). Сульфаты: кизерит

(MgSO4*H20); астраханит (MgSO4* Na2SO4 4Н2O), полигалит (2CaSO4*MgSO4 K2SO4*2H2O). Несколько разновидностей

всегда, с деятельностью организмов.

По минеральному составу соли обычно отличаются большой чистотой. Механические аллотигенные глинистые и алевритовые примеси в них обычно незначительны, но отнюдь не исключаются. Как наличие песчано-глинистых прослоев среди солей, так и наличие прослоев соли среди песчано-глинистых пород не представляет редкого явления в соленосных

толщах. Обычная чистота солей обусловливается прежде всего отложением в сухом климате при отсутствии значительных

16

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

17

рек, способных приносить терригенный материал, затем отложением в довольно значительном отдалении от дислоцированных областей и, наконец, отложением в результате химического, почти лабораторного выпаривания в огромных естественных резервуарах, постепенно сужавшихся и опоясывавшихся кольцом химических осадков, отделявшим их от источников обломочного материала.

Большую роль в солях играют примеси тонкорассеянных продуктов химического выпадения: кальцита, доломита, FeS2, в

небольшой степени окислов железа, но особенно минералов той же группы «солей». Встречаются в небольших количествах фтор, литий, бром и следы редких металлов, даже радия и других. Характерна примесь органического вещества в виде битумов, капелек нефти и газообразных углеводородов. Кроме последних, соли содержат газы водорода и в ничтожных размерах гелия. Количество газов может быть настолько значительным, что бывали случаи выбрасывания штанг из скважин на высоту до 30 м.

Происхождение

Образование солей путем чисто химического выпадения из выпаривающихся растворов не возбуждает сомнений. Совершенно ясно также, что обильное выпадение их происходило только в определенные эпохи. Для того, чтобы возникли большие их скопления, необходимы два условия: 1) наличие обширных областей с засушливым климатом, обычно жарким, и 2) соответствующая географическая обстановка, т. е. существование расположенных в областях такого климата морей, лишившихся свободного сообщения с океаном. Для накопления мощных толщ, кроме того, требуется опускание впадин, где идет образование солей; такие впадины, как известно, обычно сопровождают поднимающиеся горные хребты. Все эти условия, естественно, легче всего могут осуществляться в эпохи повышенного диастрофизма.

Выпадение солей из выпаривающегося раствора совершается, конечно, не беспорядочно, а в точно определенной последовательности. Для выяснения ее в свое время Усилио произвел опыты выпаривания морской воды (средиземноморской), в результате которых выяснилось, что соли выпадали в следующем порядке:

Fe2O3 — СаСОз — CaSO4 — NaCl — MgSO4 — MgCI2 — NaBr — KCI. Выпадение (прежде всего Fe2O3 и СаСОз)

началось лишь после того, как объем воды уменьшился примерно наполовину, выпадение NaCI, a затем и других легко

растворимых солей — после того, как объем раствора достиг около 1/10 первоначального объема.

37.Какие осадочные породы являются полезными ископаемыми? Где они используются?

38.Литология. Краткая история возникновения науки. Ее цели и задачи.

Литология – наука о составе, строении пород, их распределении в пространстве и связанными с ними полезными ископаемыми. Леонардо Да Винчи, Ломоносов (о слоях земных). Сорби в 1850 ввел поляризационный микроскоп. 1922 г. М.С. Швецов начал читать курс в университете. Одновременно с ним Заварицкий начал читать курс в Ленинаградском горном, Икратов в казанском, еще кто-то в США. 1924 Наливкин начинает читать «учение о фациях». После первой мировой возникли

углепетрография, угольная литология. Выходит много работ, посвященных литологии, генетическому анализу, фациям. В 43 году в Башкирии открывается крупнейшее месторождение нефти. Зрелый этап – 50-60-е годы в нашей стране развивается

литологическая дискуссия, которые по своему жару совпадает со спорами генетиков. Страхов – основатель теории метагенеза, а Руставалов – теории дифференциации, их теории схлестнулись. Климат и химические процессы (среда) – основа у Страхова, а Пустовалов считал основой дифференциацию, из-за этого сформировалось 3 направления. Пустоваловское (Губкинский),

Швецовское (мы) и Страховское (институт Океанологии), Мгу и Ленинградский (Левин). Огромное количество работ идет на запад Англия – Хэллем, Р. Сели – США. В США в 60 годы начаты испытания атомных бомб на коралловых атоллах – изучение карбонатов.

Литология (от лито... - от греч. líthos — камень и ...логия- от греч. lógos — слово, учение), наука о современных осадках и

осадочных породах, их составе, строении, происхождении и закономерностях пространственного размещения. Многие осадочные горные породы являются полезными ископаемыми. Это руды железа, марганца, алюминия (бокситы), фосфора (фосфориты), стронция, никеля; торф, бурые и каменные угли, графит, горючие сланцы; пески — россыпи золота, платины, олова, титана, алмазов и др. ценных минералов; пески кварцевые, стекольные, формовочные и строительные, глины огнеупорные, кирпичные и бентонитовые, адсорбенты, цементное сырьё, гипс, природные соли. Кроме того, осадочные породы вмещают залежи нефти и горючего газа, руды меди, свинца, цинка, ртути, артезианские воды — питьевые, минеральные лечебные, рассолы. Изучение осадочных пород позволяет судить об их устойчивости как оснований для зданий и др. сооружений. В современных осадках на дне морей и океанов содержатся россыпи ценных минералов, руды марганца, никеля и фосфора, залежи нефти и газа.

Л. как одна из отраслей геологии обособилась в конце 19 — начале 20 вв. в результате стратиграфических и палеогеографических исследований, сопровождавшихся изучением вещественного состава осадочных пород и связанных с ними полезных ископаемых. Большое значение для обособления Л. имели материалы, полученные английской океанографической экспедицией на судне «Челленджер» (американский учёный Дж. Меррей, бельгиец А. Ренар, 1891), а также исследования немецкого геолога И. Вальтера (1893—94), посвященные вопросам осадочного породообразования. Благодаря работам русских (П. А. Земятченский, Я. В. Самойлов, В. Н. Чирвинский, А. П. Карпинский, А. П. Павлов и др.) и зарубежных (английский учёный Г. Сорби, американский — Дж. Баррелл, французский — Л. Кайё, В. Воган, немецкий — Г. Потонье и др.) учёных Л. в 1910-е гг. оформилась в качестве самостоятельной науки. Большой вклад в её дальнейшее развитие внесли

советские (Л. Д. Архангельский, А. Н. Заварицкий, Д. В. Наливкин, М. С. Швецов, В. П. Батурин, Л. В. Пустовалов, Н. М. Страхов, Л. Б. Рухин и др.) и зарубежные (американцы — У. Твенхофел, У. Крумбейн, Ф. Петтиджон и др.) учёные. Особенно

17

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

18

интенсивное развитие Л. началось в СССР после 1-го литологического совещания (1952), на котором были обсуждены

достижения Л. за весь про шедший период и намечена программа дальнейших исследований.

Современная Л. тесно соприкасается со стратиграфией, тектоникой, палеогеографией, геохимией, палеонтологией, климатологией, а также с циклом физико-химических и математических наук. Главная задача Л. заключается в выявлении

закономерностей распределения различных типов осадочных пород и полезных ископаемых в общем ходе процессов породообразования на протяжении геологической истории Земли. Основным путем решения этой задачи является генетический (фациальный) анализ осадочных пород, их естественных парагенетических сочетаний — осадочных формаций, палеогеографических обстановок их накопления. Существенные успехи, достигнутые советскими учёными в этом направлении, нашли свое выражение в ряде атласов литолого-палеогеографических карт, составленных как для СССР в целом, так и для

отдельных его регионов (1960—72). Подготовлены такие атласы и для ряда зарубежных территорий. Их значение состоит в том, что они дают общий прогноз размещения многих видов полезных ископаемых, связанных с осадочными породами. Одна из важнейших задач Л. — разработка теории литогенеза. В создании этой теории ведущая роль принадлежит советскому учёному Н. М. Страхову, разработавшему (1956—1963) учение о четырёх основных типах литогенеза (ледовом, гумидном, аридном и вулканогенно-осадочном) и их эволюции в истории Земли. Важное значение для развития теоретических представлений об

осадочном процессе в целом имело изучение кор выветривания (И, И. Гинзбург и др.), условий образования и закономерностей размещения месторождений осадочных ископаемых. Весьма широко Л. изучает современные осадки и условия их образования как на суше, так и на морском дне (П. Л. Безруков, А. П. Лисицын). Наибольшее число работ по Л. посвящено исследованию вещественного состава, структур и текстур осадочных пород, закономерностей их размещения и изменений в конкретных регионах. Относительно новое направление Л. — изучение древних (докембрийских) глубоко метаморфизованных осадочных пород (А. В. Сидоренко и др.). Эти породы сохраняют некоторые первичноосадочные черты, и их выявление позволяет восстановить условия древнего осадконакопления для выяснения закономерностей истории развития земной коры в докембрии и связанного с ними рудообразования. Выявление вторичных изменений осадочных пород при погружении их в более глубокие горизонты литосферы с помощью т. н. стадиального анализа — одна из актуальных задач Л. В 60—70-х гг. 20 в. широко развернулось изучение Л. вулканогенно-осадочных пород, распространённых главным образом в геосинклинальных областях (Г. С. Дзоценидзе, И. В. Хворова и др.). Выяснение роли вулканогенно-осадочного литогенеза в общем породообразовании —

также одна из основных задач Л.

Методы исследования в Л. разнообразны. Среди них выделяют: методы полевых исследований, лабораторные методы и методы обобщения материалов. Литологические полевые работы характеризуются более детальным описанием состава и строения осадочных пород, тщательными наблюдениями за органическими остатками, их сохранностью, замещением др. минералами, распределением, количественными соотношениями и условиями захоронения. Проводятся определения состава и др. свойств осадочных пород в буровых скважинах на основании выявления физических параметров пород разреза (например, каротажные диаграммы).

Лабораторные работы включают аналитические исследования и эксперимент: моделирование и исследование физико-

химических условий среды осадкообразования. Одним из основных лабораторных методов является микроскопический с использованием применяемого с 19 в. поляризационного микроскопа. Для определения минерального состава породы в зёрнах применяется иммерсионный метод, основанный также на оптических свойствах минералов. Для разделения зёрен рыхлых пород по гранулометрическому составу используется гранулометрический анализ. Термический анализ позволяет определять поведение минералов, слагающих некоторые осадочные породы, при нагревании до 1000°С и выше; наблюдаемые при этом изменения дают возможность судить о составе этих пород. Для исследования тонкодисперсных (глинистых, кремнистых, карбонатных и др.) пород используются электронная микроскопия, а также рентгеноструктурный анализ, имеющие особенно важное значение для точной диагностики минерального состава пород и для исследования изменений отд. минеральных видов на разных стадиях литогенеза.

Главными методами обобщения при генетическом изучении осадочных пород являются методы фациального и формационного анализов, а также сравнительно-литологический метод, особенно полно разработанные в СССР на примере

угленосных толщ (Ю. А. Жемчужников, Г. Ф. Крашенинников, П. П. Тимофеев и др.). Для обобщения материалов лабораторных исследований существует ряд методов графического выражения результатов (различные диаграммы, кумулятивные кривые и т. д.), а также приёмов математической статистики, позволяющих использовать современную вычислительную технику. По результатам полевых и лабораторных исследований составляются литологические колонки и фациальные профили, а также литолого-фациальные карты разных масштабов.

Л. интенсивно развивается во всех странах, имеющих геологическую службу. В СССР периодически созываются Всесоюзные литологические совещания. С 1952 по 1973 состоялось десять таких совещаний, посвященных самым разнообразным проблемам Л. «Труды» совещаний и тематических семинаров регулярно публикуются. В 1956 при Отделении геологии, геофизики и геохимии АН СССР создана Комиссия по осадочным породам. С 1963 в СССР выходит журнал «Литология и полезные ископаемые». Вопросы Л. обсуждаются на сессиях Международного геологического конгресса (созываемых один раз в 3—4 года). В 1952 создана Международная ассоциация седиментологов, регулярно организующая конгрессы, в работе которых с 1958 принимают участие и делегации литологов СССР. Среди зарубежных журналов,

публикующих статьи по Л., наиболее известны «Journal of the Sedimentary Petrology» (Tulsa, с 1931), «Sedimentary geology» (Arnst., с 1967), «Marine geology» (Arnst., с 1964) и др.

39. Глинистые минералы (общие свойства). Чем объясняется влагоемкость глин? Их сорбционные свойства.

18

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

19

Глинистые минералы. В осадочных породах глининстые минералы распространены широко. Они составляют большую и сложную группу слоистых и слоисто-ленточных силикатов и алюмосиликатов. Структура их слоистая или слоисто-

ленточная. Отдельные слои образованы связанными между собой тетраэдрами и октаэдрами. В вершинах тетраэдров располагаются ионы кислорода, в центре — кремния (иногда алюминия в четверной координации). В вершинах октаэдров располагаются ионы кислорода и гидроксила, в центре —

алюминия, железа, магния (шестерная координация). Октаэдрические слои могут быть полностью заселены (триоктаэдрические) и частично — из каждых трех заселены два (диоктаэдрические). Эти слои образуют двухслойные (один слой тетраэдров и один слой октаэдров) и трехслойные (два слоя тетраэдров с заключенным между ними слоем октаэдров) пакеты. Связь между слоями осуществляется через кислород и гидроксил, являющиеся общими вершинами тетраэдров и октаэдров. Пространственная решетка каолинита представляет собой набор двухслойных пакетов толщиной (межплоскостное расстояние) 0,71—0,72 нм. Базальные отражения 001 первого порядка 0,71 -—0,72, второго — 0,355—0,360, четвертого — 0,1775—0,1800 нм.

У гидрослюды решетка состоит из набора трехслойных пакетов толщиной 1,0—1,02 нм. Базальные отражения ОО1 первого порядка 1,00—1,02, второго — 0,50—0,51, четвертого — 0,250—0,255 нм.

Пространственная решетка монтмориллонита образована трехслойными пакетами, между которыми заключены слои воды и обменных катионов. Содержание последних может сильно изменяться, поэтому и межплоскостное расстояние у монтмориллонита изменяется в широких пределах — от 0,96—1,001 нм при отсутствии воды и обменных катионов до 1,7—1,8

нм и более при высоком содержании воды и обменных катионов (среднее значение при нормальной влажности примерно равно 1,40—1,50 нм).

Наряду с обычными глинистыми минералами существуют более сложные образования — смешанно-слойные сростки

минералов. Пространственная решетка таких сростков состоит из пакетов, принадлежащих различным минералам: монтмориллониту и хлориту (У=2,80 нм), гидрослюде и каолиниту (й=1,70 нм), монтмориллониту и каолиниту (с1 = 2,10— 2,30 нм) и др. Эти минеральные образования представляют собой своеобразные «гибриды» и рядом ученых рассматриваются как эпитаксические срастания. В изучении их особенно большое значение имеет рентгеновский анализ — единственный метод, позволяющий выявлять эти сростки.

По происхождению глинистые минералы могут быть как аутиген-ными, так и аллотигенными образованиями. Из-за

высокой степени дисперсности диагностика их затруднительна обычными методами кристаллооптического и химического анализа. Изучение глинистых минералов при массовой работе петрографа должно быть комплексным с применением оптического, хроматического и капельного анализов. Параллельно некоторая часть образцов должна изучаться точными методами: рентгеновским, термическим и электронномик-роскопическим.

Общими чертами всех глинистых минералов являются: 1) незначительные размеры их кристалликов; 2) химический состав (АI2О3, SiO2, Н2О, иногда К, причем АI и Si в некоторых минералах замещаются другими элементами, особенно Мg, Fе); 3)

пластинчатая или чешуйчатая форма, обусловленная строением решетки, и 4) некоторые оптические свойства — невысокие показатели преломления, большей частью немного более высокие, реже немного более низкие, чем у канадского бальзама; у кристаллических—моноклинная сингония.

Твердость (2,5) и уд. вес (2,40—2,59) определены точно только для каолинита. Цвет у каолинита и галлуазита белый

(бесцветный), у других минералов этой группы иногда наблюдается желтоватая, красноватая, синеватая или зеленоватая окраска.

СВОЙСТВА ГЛИНИСТЫХ ПОРОД

Зная факторы, определяющие свойства глинистых пород, и методы оценки минерального состава и микроструктуры, попытаемся объяснить природу некоторых важных и весьма специфических свойств глин, имеющих большое значение в жизни людей.

Набухаемость

Под набухаемостью понимают способность глинистых пород увеличивать объем в процессе взаимодействия с водой или водными растворами. Процесс набухания сопровождается увеличением влажности, объема породы и возникновением давления набухания.

Набухаемость глинистых пород является их важным свойством, которое необходимо учитывать при проведении строительных работ и эксплуатации инженерных сооружений. Недооценка набухающей способности глин может привести к серьезным последствиям и авариям. Объясняя природу набухания глин, следует отметить, что этот процесс проходит в две стадии: первая стадия - адсорбционное или внутрикристаллическое набухание, вторая - макроскопическое или "осмотическое"

набухание. На первой стадии глинистая порода впитывает влагу за счет адсорбции молекул воды поверхностью глинистых частиц и межслоевыми промежутками кристаллической решетки глинистых минералов. Эта стадия практически не влияет на изменение объема породы. На второй стадии набухания поглощение влаги осуществляется с помощью осмотического давления. Оно возникает вблизи поверхности глинистых частиц за счет избыточной концентрации многочисленных обменных катионов отдиссоциированных (отошедших) с поверхности глинистых частиц в раствор. Основное увеличение объема набухающей глины происходит именно на этой макроскопической стадии.

19

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

20

Величина и характер набухания глинистых пород определяются многими факторами, основными из которых являются минеральный состав, дисперсность и структура. Наибольшим набуханием обладают глинистые породы, в составе которых имеются глинистые минералы с подвижной кристаллической структурой (например, монтмориллонит), наименьшим -

минералы с более жесткой кристаллической структурой (каолинит). Сильное влияние на набухание глин оказывает и их структура, при этом определяющее значение имеет характер структурных связей.

Глинистые породы, обладающие преимущественной ориентацией структурных элементов, характеризуются ярко выраженной анизотропией набухания. Наибольшее набухание отмечается в направлении, перпендикулярном ориентации частиц. В ходе процесса набухания происходит существенная перестройка исходной микроструктуры глинистой породы.

Особую трудность представляет рассмотрение прочностных свойств глинистых пород в связи с их специфическим поведением при взаимодействии с водой. Хорошо известна потеря прочности при увлажнении глин, когда они из плотных и высокопрочных пород превращаются в пластичные или жидкотекучие тела.

40.Формы транспортирования продуктов физического выветривания.

41. Глины. Минеральный состав. Генетические группы. Структуры и текстуры глин.

Глины являются одним из наиболее распространенных типов горных пород, слагающих до 11% всего объема земной коры. С ними часто приходится иметь дело при возведении фундаментов зданий и строительстве различных инженерных сооружений. Они повсеместно используются как сырье для производства керамики, кирпича, цемента, а также в качестве наполнителя при изготовлении резины, бумаги, буровых растворов и т.д. Глины обладают высокой адсорбционной способностью, и их успешно применяют для очистки масел, красок, вина, отбеливания тканей, а также как естественные экологические барьеры для борьбы с распространением техногенных загрязнений.

Несмотря на столь широкое использование глин и длительный опыт строительства на них, все еще существует много вопросов, связанных с особенностями поведения глинистых пород. Об этом наглядно свидетельствуют многочисленные деформации различных инженерных сооружений, происходящие в результате уплотнения, набухания, усадки, разжижения и размокания глинистых пород в их основаниях.

Минеральный состав

Глины образованы чрезвычайно мелкими по размеру микрокристаллами глинистых минералов, которые во многом определяют свойства этих пород. Глинистые минералы относятся к группе слоистых и слоисто-ленточных силикатов. Высокая

дисперсность глинистых минералов является их естественным физическим состоянием. Обычно размер микрокристаллов этих минералов в глинах не превышает нескольких микрон. Частицы глинистых минералов имеют преимущественно пластинчатую форму, однако встречаются также частицы в виде полосок, трубочек, иголочек [4].

Высокая физико-химическая активность глинистых минералов обусловлена не только малым размером, но и особенностями

их кристаллического строения. В основе кристаллической структуры глинистых минералов лежит контакт тетраэдрических и октаэдрических элементов. Первый элемент образован кремнекислородными тетраэдрами, состоящими из атома кремния и четырех окружающих его атомов кислорода. Отдельные тетраэдры, соединяясь друг с другом, создают непрерывную двухмерную тетраэдрическую сетку.

Другим структурным элементом глинистых минералов является октаэдр, образованный шестью атомами кислорода или гидроксильными группами. В центре октаэдра может располагаться атом алюминия, железа или магния. Отдельные октаэдры, соединяясь, образуют двухмерную октаэдрическую сетку. Благодаря близости размеров тетраэдрические и октаэдрические сетки легко совмещаются друг с другом с образованием единого гетерогенного слоя. Связь между гетерогенными слоями у глинистых минералов может быть различной в зависимости от особенностей строения слоя и его заряда. У некоторых глинистых минералов она достаточно прочна и обеспечивается взаимодействием атомов кислорода и гидроксильных групп (водородная связь) или катионами, располагающимися в межслоевом пространстве ( ионно-электростатическая связь). У других

минералов связь между слоями менее прочная и обусловлена молекулярными силами.

В первом случае глинистые минералы имеют более жесткую кристаллическую структуру, то есть такую, когда молекулы воды и обменные катионы не могут проникать в межслоевое пространство кристалла. У минералов с жесткой кристаллической структурой (каолинит, гидрослюда, хлорит, палыгорскит) внутрикристаллическое набухание (расширение межслоевого расстояния при взаимодействии с молекулами воды) отсутствует. Во втором случае глинистые минералы (монтмориллонит, нонтронит) имеют раздвижную кристаллическую структуру. При гидратации таких минералов молекулы воды и обменные катионы могут проникать в межслоевое пространство и существенно увеличивать межслоевое расстояние, обусловливая этим большое внутрикристаллическое набухание.

Помимо описанных глинистых минералов в природе также широко распространены так называемые смешанослойные минералы, образующиеся в результате упорядоченного или неупорядоченного чередования набухающих и ненабухающих структурных слоев (монтмориллонит-гидрослюда, монтмориллонит-хлорит). По своим свойствам смешанослойные глинистые

минералы занимают промежуточное положение между минералами с жесткой и раздвижной кристаллическими структурами.

20