построенные из слоев атомов в тетраэдрической и октаэдрической координации, известных как тетраэдрические и октаэдрические сетки.

Тетраэдрические сетки представляют собой слои тетраэдров SiО4 , которые имеют три общих кислорода с соседними тетраэдрами. Эти базальные кислороды образуют гексагональный рисунок. Четвертый (апикальный) кислород каждого тетраэдра располагается на перпендикуляре, проходящем через центр базального кислородного треугольника.

Октаэдрическая сетка построена из катионов, обычно алюминия, железа или магния, расположенных на равных расстояниях от шести анионов кислорода, в связи с чем сетка несет отрицательный заряд. Алюминий является распространенным катионом, и идеальный октаэдрический слой имеет состав гидроксида алюминия (Аl(OН)3 ) - минерала гиббсита. Если октаэдрические позиции заполняются трехвалентным алюминием, для достижения электронейтральности занимаются только две из каждых трех позиций и сетка классифицируется как диоктаэдрическая. Если двухвалентные катионы заполняют октаэдрические позиции, все доступные позиции заняты и сетка классифицируется как триоктаэдрическая. В результате сочетания этих трех сеток образуется основная структура глинистых минералов. Такое сочетание позволяет обобщить апикальный кислород тетраэдрической сетки и группы ОН, помещающиеся в центре гексагональных пустот основания тетраэдрической сетки, с октаэдрической сеткой. Различные группы глинистых минералов являются результатом различного рода расположений и взаимного обобщения ионов в тетраэдрической и октаэдрической сетках.

Структура глинистых минералов 1: 1. Простейшим расположением тет-

раэдрических и октаэдрических сеток являются слои 1: 1. В состав таких 1: 1 минералов входит серпентин-каолинитовая группа глинистых минералов, из которых каолинит является, вероятно, наиболее известным. В каолините пакеты 1: 1 удерживаются вместе водородными связями, образующимися между ОН-группами верхнего слоя октаэдрической сетки и базальными кислородными атомами вышележащей тетраэдрической сетки. Водородные связи достаточно сильны, чтобы удерживать пакеты 1: 1 вместе, не позволяя катионам проникать между слоями.

3. Условия образования глинистых минералов

В обычном гранодиорите верхней коры в основном выветриваются с образованием глинистых минералов именно полевые шпаты. Поскольку они являются каркасными силикатами, образование слоистых силикатов должно включать промежуточную ступень. В эту ступень входит высвобождение кремния, алюминия и других катионов с последующей их перестройкой в структуру слоистых силикатов. Поскольку в промежуточной ступени участвуют ионы почвенных растворов, на тип образующегося глинистого минерала будут влиять рН почвенной влаги и степень выщелачивания (скорость потока воды).

Алюминий и кремний осаждаются в виде нерастворимых оксидов или оксигидроксидов в пределах обычных для почв значений рН. Другие почвенные

катионы и H2 SiO4 достаточно растворимы и поэтому могут выноситься с выветривающегося участка. Различие в поведении катионов количественно выра-

жается химическим показателем изменения (ХПИ), используя молекулярные соотношения

		Al2 O3
ХПИ =
Al2 O3				Na2 O+ K2 O

где СаО- это СаО силикатов (т. е. исключаются Са-содержащие карбонаты и фосфаты).

В табл. 10 представлены показатели ХПИ для различных минералов и пород. Очевидно, что значения ХПИ, приближающиеся к 100, типичны для веществ, образующихся в условиях сильного выщелачивания, когда удаляются растворимые кальций, натрий и калий.

Таблица 10. Значения химического показателя изменения для различных материалов коры

Материал
Глинистые минералы
Каолинит
Другие силикаты
Плагиоклазовый полевой шпат
Калиевый полевой шпат
Слюда мусковит
Отложения
Баренцево море (алеврит)
Ил дельты Амазонки
Глинистые сланцы

Значения ХПИ, близкие к 100, типичны для каолинитовых глин, тогда как иллиты и смектиты имеют значения ХПИ около 75–85. В отличие от них, невыщелоченные полевые шпаты имеют значения ХПИ около 50.

На основании ХПИ можно предсказать, что каолинит будет образовываться в условиях сильного выщелачивания, что подтверждается наблюдениями в тропических режимах выветривания. На устойчивых земных поверхностях, где выветривание и выщелачивание продолжительны, на хорошо дренированных участках формируется каолинитовый, а в крайних случаях гиббситовый минералогический состав глин. Такие участки покрыты поверхностными отложениями, богатыми железом (латерит) и алюминием (боксит). Эти поверхностные отложения могут быть достаточно мощными и предотвращать последующее взаимодействие между поверхностными водами и подстилающей породой, снижая скорость ее дальнейшего выветривания.

Смектитовые глины, наоборот, образуются на слабодренированных участках. На базальтовом острове Гавайи тип почвенных глинистых минералов изменяется в последовательности «смектит - каолинит - гиббсит» с увеличением количества дождевых осадков. Подобная обобщенная зональность, основанная на степени выщелачивания, была предложена для распределения глинистых минералов по глубине в почвах.

Интенсивное выщелачивание благоприятствует образованию каолинита, поскольку катионы и H4 SiО4 выносятся и понижается отношение «кремний: алюминий», что способствует структурной организации 1: 1. При менее интенсивном выщелачивании отношение «кремний: алюминий» выше, что способствует образованию различных 2: 1-минералов в зависимости от поступающих катионов. Например, при выветривании базальта образуется много магния, формируются магниевые смектиты. В большинстве тропических сред с интенсивным выветриванием выносится весь кремний, что способствует образованию гиббсита, который можно рассматривать как структуру 0: 1 (т. е. присутствует только октаэдрическая сетка.

Силикаты состоят в основном из кремния (Si) и кислорода (О), обычно в сочетании с другими металлами. Основной структурной единицей силикатов

является тетраэдр SiО4 , в котором кремний расположен в середине тетраэдра из четырех ионов кислорода.

Силикаты классифицируются по степени сложности кремнийкислородных решеток. Мономерные силикаты построены из отдельных тетра-

эдров SiO4 , связанных с металлами. Цепочечные силикаты имеют два немостиковых атома кислорода, общее отношение Si: О равно 1: 3, что приводит к об-

щей формуле SiO3 . В каркасных силикатах каждый атом кислорода тетраэдрической группы обобщается между двумя тетраэдрами, образуется наполовину ковалентная трехмерная решетка.

Глинистые минералы - это слоистые силикаты, состоящие в основном из атомов кислорода, кремния и алюминия и построенные из слоев атомов в тетраэдрической и октаэдрической координации. Октаэдрическая сетка построена из катионов, обычно алюминия, железа или магния, расположенных на равных расстояниях от шести анионов кислорода (или ОН).

Простейшим расположением тетраэдрических и октаэдрических сеток являются слои 1: 1. Наиболее известным минералом типа 1: 1 является каолинит.

Контрольные вопросы

1. Из каких элементов состоят силикаты?

2. Какая структурная единица лежит в основе силикатов?

3. Как осуществляется связь отдельных тетраэдров в оливине?

4. Чему равно соотношение Si: О в цепочечных силикатах?

5. В чем отличие между глинистыми минералами и силикатами?

6. Как располагаются тетраэдрические и октаэдрические сетки в каолините?

7. Как называется минерал, химический состав которого отвечает формуле Al(OH) 3 и имеет только октаэдрическую сетку?

И алюмосиликаты гл. обр. А1 и Mg, а также Cu, Fe, K, Na; иногда в них присутствуют Cr, Zn, Li, Ni и др. элементы. Различают Г. м., состоящие: а) из двухэтажных силикатных слоев (гр. каолинита), б) из трехэтажных силикатных слоев (гр. монтмориллонита, гр. гидрослюд) и в) из пакетов, сложенных одним одноэтажным и одним трехэтажным силикатными слоями. Существует также гр. смешаннослойных м-лов, в которой перечисленных типов сочетаются в одной структуре. Г. м. имеют слоистую структуру. Смачивание водой делает их пластичными. При нагревании они теряют адсорбированную и конституционную воду, а при высоких температурах образуют огнеупорные материалы. Частицы Г. м. бывают кристаллическими и аморфными. К Г. м. относятся м-лы гр. каолинита, монтмориллонита, палыгорскита, многочисленные упорядоченные и неупорядоченные смешаннослойные образования, а также тонкочешуйчатые агр. гидрослюд, вермикулита и реже хлоритов и слюд. Г. м. слагают главную часть осад. глинистых п., кор выветривания, почв и составляют дисперсную часть ряда обломочных, карбонатных и др. г. п., а также некоторых гидротерм. образований. В осад. п. различают Г. м. аутигенные и терригенные (аллогенные).

Геологический словарь: в 2-х томах. - М.: Недра . Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др. . 1978 .

Глинистые минералы

(a. clay minerals, argillaceous minerals; н. Tonminerale; ф. mineraux argileux; и. minerales arcillosos ) - минералов, гл. обр. слоистых силикатов, входящих в состав глин в качестве осн. составляющей. Главные Г. м. - , Монтмориллонит, Серпентин, в меньшей степени и палыгорскит.
Г. м. характеризуются тонкодисперсностью (размер частиц в основном Л. К. Яхонтова.

Горная энциклопедия. - М.: Советская энциклопедия . Под редакцией Е. А. Козловского . 1984-1991 .

Смотреть что такое "Глинистые минералы" в других словарях:

Глинистые минералы группа водных силикатов, слагающих основную массу глинистых отложений и большей части почв и опр … Википедия

глинистые минералы - molio mineralai statusas T sritis chemija apibrėžtis Al, Mg, Cu, Fe, K, Na hidrosilikatai ir aliumosilikatai. atitikmenys: angl. clay minerals rus. глинистые минералы … Chemijos terminų aiškinamasis žodynas

Группа водных силикатов, слагающих основную массу глин и определяющих их физико химические, механические и др. свойства. Г. м. являются продуктом выветривания преимущественно алюмосиликатов и силикатов магматических и метаморфических… …

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ - вторичные водные силикаты, алюмосиликаты и ферросиликаты, а также простые окислы и гидраты окислов кремния, железа и алюминия, слагающие основную массу глин, аргиллитов и тонких (< 0,005 мм) фракций некоторых других осадочных пород. Наиболее… … Словарь по гидрогеологии и инженерной геологии

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ - – водные силикаты, главным образом алюминия и магния, а также железа, калия, натрия. Слагают основную часть осадочных глинистых пород, кор выветривания, почв, составляют дисперсную часть ряда обломочных, карбонатных и других горных пород и… … Палеомагнитология, петромагнитология и геология. Словарь-справочник.

Минералы твердые природные образования, входящие в состав горных пород Земли, Луны и некоторых других планет, а также метеоритов и астероидов. Минералы, как правило, довольно однородные кристаллические вещества с упорядоченной внутренней… … Энциклопедия Кольера

Глинистые частицы - – содержащиеся в песке частицы с размерами менее 0,002 мм. [ГОСТ 32708 2014] Рубрика термина: Песок Рубрики энциклопедии: Абразивное оборудование, Абразивы, Автодороги, Автотехника …

Глинистые, пылевидные и илистые примеси в песках - – присутствие в строительном песке глинистых и илистых примесей (частиц крупностью до 0,05 мм) может повлиять на прочность сцепления раствора с основанием, на когезионную прочность раствора, его усадочные деформации трещиностойкость и… … Энциклопедия терминов, определений и пояснений строительных материалов

Минералы глинистые - М., имеющие слоистую или слоисто цепочечную структуру, класса водных силикатов и алюмосиликатов. Размер их кристаллитов по большей части не превышает 0,001 мм. К М.г. относятся минералы групп слюд гидрослюд, хлоритов, вермикулитов, палыгорскитов … Толковый словарь по почвоведению

Минералы, возникающие в зоне гипергенеза, т. е. в самой поверхностной части земной коры, при низких значениях температур и давлений (см. Гипергенные процессы). Для Г. м. характерны гидратация (вхождение в кристаллическую решётку… … Большая советская энциклопедия

Книги

• Память почв. Почва как память биосферно-геосферно-антропосферных взаимодействий , . В настоящем издания почва и педосфера Земли рассматриваемся как память биосферно-геосферно-антропосферных взаимодействий. Впервые в монографической форме излагаются теоретические основы и…

В настоящее время нет общепринятой классификации глинистых минералов. Отдельные исследователи подходят к их классификации с различных позиций и придают тем или иным особенностям структуры минералов неодинаковое значение. Поэтому удобнее всего рассмотреть, как это делается во многих руководствах, строение наиболее распространенных глинистых минералов и их основных разновидностей.
По характеру соединения и чередования гетра- и октаэдрических сеток в структуре глинистых минералов они могут быть разчелены на следующие основные группы, представленные в природе наиболее распространенными типами глинистых минералов;
- группа каолинита,
- группа смектитов (монтмориллониты),
- группа иллита (гидрослюды),
- группа хлоритов.
Минералы последней группы не являются глинистыми, но они присутствуют в глинистых породах и по структуре имеют много общего с глинистыми минералами.
Группа каолинита. Структура каолинита представляет собой бесконечное чередование пакетов, напоминающих страницы толстой книги, каждый из которых состоит из двух слоев; тетраэдрического и октаэдрического. Слои соединяются в пакеты за счет общих катионов кислорода, принадлежащих одновременно тетраэдру и октаэдру соответствующих слоев (рис. 10.3). Центры двух из каждых трех октаэдров заняты катионами Al3+. Таким образом, октаэдрическая сетка каолинита является диоктаэдрической. Между соседними пакетами в структуре каолинита нет ионных связей и они удерживаются в единой, бесконечно чередующейся слоистой структуре кристалла водородными связями, действующими между группами (ОН) свободной поверхности октаэдрических сеток и прилегающими к ним атомами кислорода свободной поверхности тетраэдрических сеток соседнего пакета. Структурная формула каолинита - Al4Si4O10(OH)8. Это соответствует следующему соотношению окислов; SiO2 - 46,56%; Аl2О3 - 39,50 и Н2О - 13,94%. Химические анализы каолинитов показывают, что изоморфные замещения в их структуре крайне незначительны. Расстояние между соответствующими поверхностями тетраэдрических или октаэдрических сеток двух соседних пакетов, т. е. межплоскостное расстояние, у каолинита равно 7,1-7,2 А.

В табл. 10.1 приведены характерные межплоскостные расстояния и интенсивности рентгеновских отражений каолинита.
В тех случаях когда каолинит присутствует в образцах в виде смеси с хлоритом, межплоскостное расстояние которого d001 = 14,3A, он может быть незаметен, так как для хлорита d002 = 7,15A, т. е. практически равно d001 каолинита. Поэтому при наличии хлорита кроме естественного образца снимается дифрактограмма образца, обработанного теплой 10% соляной кислотой. При обработке кислотой 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 обработок образца, позволяющих определять глинистые минералы в смесях.
Детальное исследование характера элементарной ячейки каолинита показало, что он относится к триклинной сингонии.
Каолинит при термографическом анализе дает очень характерную термограмму. На дифференциальной кривой нагревания выделяется четкая эндотермическая реакция, соответствующая потере гидроксильной воды, начинающаяся после 400°С и достигающая максимума при 600°С (рис. 10.4), а также экзотермическая реакция, связанная, по-видимому, с формированием кристаллического глинозема (Аl2О3), 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 (псевдогексагональными) пластинчатыми кристаллами, часто с преобладающим удлинением в одном направлении (см. рис. 10.5).
Полиморфными модификациями каолинита являются диккит и накрит, имеющие тот же состав, что и каолинит, - Al4Si4O10(OH)8. По данным Дж. Грюнера, диккит является моноклинным 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 глинистых породах и, обладая, так же как каолинит, пластинчатым псевдогексагональным габитусом (электронная микроскопия), по форме частиц практически неотличим от каолинита. Однако по результатам рентгенофазового (табл. 10.3) и термографического (см. рис. 10.4) анализов диккит диагностируется достаточно уверенно.

Накрит является редким минералом. Oн присутствует в породах. подвергавшихся воздействию низкотемпературных гидротермальных растворов.
Близким по структуре к каолиниту является галлуазит, формула которого Al4Si4O10*(OН)8*4Н2О указывает на наличие в минерале межпакетной воды. Галлуазит обладает характерной термограммой (CM. рис. 10.4), на которой четко выделяется эндотермическая реакция в интервале 60-100°С, указывающая на потерю межпакетной воды. Присутствие молекул воды в межпакетных пустотах приводит к увеличению межплоскостного расстояния у галлуазита до 10-10,1 А (см. табл. 10.3). В отличие от каолинита и диккита частицы галлуазита имеют удлиненную, трубчатую форму (см. рис. 10.5). В глинистых породах галлуазит может 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, образующийся при их совместной коагуляции. Химическая формула аллофана - mAl20*nSiO2*pH2O. Минерал обнаружен в корах выветривания, каменноугольных толщах, бокситах, бурых железняках и других породах.

Группа смектитов в (монтмориллонита) . Для обозначения минералов, обладающих сходным строением и образующих 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 минералы», или «монтмориллониты».
Структура смектита (монтмориллонита) может быть представлена в виде бесконечного чередования плоских пакетов, каждый из которых имеет трехслойное строение: в середине октаэдрический алюмокислородогидроксильный слой, сверху и снизу - по одному тетраэдрическому кремнекислородному слою (см. рис. 10.3), Тетраэдрические сетки повернуты так, что вершины тетраэдров направлены внутрь к октаэдрическому слою. В вершинах октаэдров, общих с тетраэдрами, располагаются вместо гидроксильных 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 межпакетном 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 переменной величиной, зависящей от степени насыщения межпакетного пространства молекулами воды, некоторых органических соединений или катионами.

Теоретическая структурная формула идеализированного смектита (без учета изоморфных замещений) довольно проста - Al2Si4O10(OH)2*nH2O. Формулы реальных смектитов всегда отличаются от этой идеализированной формулы, так как в тетраэдрических сетках часть Si4+ (до 15%) замещается на Al3+, реже на Fe3+; а в октаэдрической сетке часть Al3+ (а иногда весь Al3+) замещается на Mg2+ или Fe3+. При полном замещении октаэдрического алюминия на Mg2+ минерал приобретает триоктаэдрическую структуру октаэдрического слоя. При изоморфных замещениях возникает избыточный отрицательный заряд пакетов, который компенсируется обычно катионами Na+ и Ca2+, иногда частично К+ или Mg2+, заполняющими вместе с молекулами воды межпакетное пространство кристаллической решетки.
Широкое развитие процессов изоморфного замещения Al в октаэдрах и Si в тетраэдрах обусловливает образование большого количества разновидностей глинистых минералов, относящихся к группе смектитов.
В табл. 10.4 приведен состав основных минералов из группы смектитов.

Кроме перечисленных в таблице существует много других минералов, относимых к смектитам, среди которых относительно редкие: волконскоит (хромовый смектит), соконит (цинковый смектит) и др.
Между такими минералами, как монтмориллонит и бейделлит, монтмориллонит и нонтронит, бейделлит и нонтронит и др., могут существовать изоморфные серии минералов переменного состава, общепринятая классификация и номенклатура которых до настоящего времени не разработана.
Наиболее распространенным в природе минералом группы смектитов является монтмориллонит, по имени которого часто называют и всю группу. В зависимости от катионов и количества молекул воды, заполняющих межпакетные пространства, для структуры монтмориллонита характерны различные межплоскостные расстояния. Так, структура монтмориллонита с катионами Na+ и одним молекулярным слоем воды имеет межплоскостное расстояние, равное примерно 12,5А. Монтмориллонит с катионами Ca2+ содержит обычно два молекулярных слоя поды и имеет межплоскостное расстояние 15,5А (табл. 10.5).

В образцах часто отмечается присутствие монтмориллонита с межплоскостным расстоянием 001 = 14,0-14,5 А. Для определения монтмориллонита, по данным рентгенофазового анализа, важную роль играет способность решетки этого минерала расширяться по оси с, т. ё. способность увеличивать межплоскостиое расстояние при насыщении межпакетных пространств молекулами таких органических соединений, как этиленгликоль и глицерин. Независимо от первоначального межплоскостного расстояния природного монтмориллонита после его насыщения этиленгликолем межплоскостное расстояние увеличивается до 17,0А. Если же образец насыщен глицерином, оно возрастает до 17,7-17,8 А (табл. 1.0.6). Прокаливание образцов монтмориллонита в течение двух часов при температуре 600°С приводит к уменьшению межплоскостного расстояния до 9,5-10,0 А, что также помогает индентифицировать минерал (см. табл. 10.2).
При сравнении дифрактограмм природных образцов и образцов, насыщенных этиленгликолем или глицерином, по увеличению межплоскостного расстояния присутствие монтмориллонита легко устанавливается даже в смесях с другими глинистыми минералами. Для более точной диагностики разновидностей смектитовых минералов используются данные химического анализа, по которым рассчитываются структурные формулы минералов.
Существенную помощь в идентификации смектитовых минералов 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 отдельных минералов группы смектитов приведен на рис. 10.4.
Электронно-микроскопическое изучение монтмориллонита показывает, что его частицы не имеют кристаллографических очертаний и представляют собой беспорядочные расплывчатые массы с размытыми, нечеткими краями (см. рис. 10.5), образованные, по-видимому, агрегатами наложенных друг на друга мельчайших чешуйчатых частиц с толщиной, приближающейся к толщине элементарного 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 (структуру монтмориллонита см. на рис. 10.3). В межпакетном пространстве в качестве обменных катионов присутствуют Mg, Ca и некоторые другие, а также молекулы воды. Общая формула вермикулитов

где х = 0,5/0,7 до 1,0.
В глинистых породах тонкодисперсные вермикулиты часто присутствуют в виде примеси к другим глинистым минералам или образуют смешанослойные образования типа монтмориллонит - вермикулит, хлорит - вермикулит и др. Межплоскостное расстояние d001 вермикулитов - 28-29 А. На дифрактограммах обычно четко фиксируется отражение 002, равное 14,0-14,5А, в связи с чем определяются вермикулитовые минералы в присутствии монтмориллонитов или хлоритов. От монтмориллонитов вермикулиты отличаются отсутствием увеличения межплоскостного расстояния при обработке глицерином после предварительного насыщения минерала катионами магния; а от хлоритов - уменьшением d001 до 9,4-10,0A после прокаливания при 600°С (см. табл. 10.2).
Таким образом, вермикулиты глинистых пород обладают структурой иллитов и смектитов, причем связи между пакетами у вермикулитов проявляются слабее, чем у минералов группы иллита (гидрослюды), но сильнее, чем у минералов группы смектитов (монтмориллонита).
Группа иллита (гидрослюды). Термин «иллит» предложен американскими исследователями Р. Гримом, Р. Бреем и У. Бредли (1937) для обозначения различных слюдоподобных глинистых минералов. В настоящее время в этом понимании он широко используется в зарубежной геологической литературе. В России для обозначения слюдоподобных глинистых минералов чаще употребляется термин «гидрослюда». Под иллитом в этом случае понимается тонкодисперсный глинистый минерал, являющийся гидратированным аналогом мусковита.
Структура иллитов сходна со структурой смектитов (ср. рис. 10.6 и 10.3). Она образована чередованием трехслойных пакетов, каждый из которых состоит из двух тетраэдрических кремнекислородных сеток, повернутых вершинами тетраэдров навстречу друг другу и заключенного между ними октаэдрического алюмо-кислородогидроксильного слоя. Идеализированная формула иллита, фактически совпадающая с формулой мусковита, KAl2(AlSi3)O10(ОН2 показывает, что в результате изоморфного замещения части Si4+ в кремнекислородных тетраэдрах на Al3+ возникает избыточный отрицательный заряд, который компенсируется катионами К+. Последние располагаются в межпакетных пространствах в гексагональных «впадинах», имеющихся на поверхности, образованной основаниями тетраэдров, и жестко связывают соседние пакеты, препятствуя расширению решетки по оси с. Межплоскостное расстояние, характерное для иллитов, равно 10 А. Оно не изменяется ни при насыщении минерала этиленгликолем или глицерином, ни после его прокаливания при температуре 600°С (см. табл. 10.2).
Слюдоподобные диоктаэдрические глинистые минералы (иллиты) отличаются от мусковита меньшей степенью замещения Si4+ на Al3+ и соответственно меньшим содержанием калия, компенсирующего избыточный отрицательный заряд пакетов. Так, в мусковите теоретическое содержание К2О 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. Общая формула минералов группы иллита может быть представлена в форме

где x = 0,5/0,75.
В межпакетном комплексе наряду с существенно преобладающим к присутствуют молекулы воды и иногда отмечается некоторое количество катионов Na, Ca, Mg. При увеличении степени замещения Al3+ в октаэдрах на Fe3+, Fe2+ и Mg2+ возникает глинистый минерал, известный под названием глауконита. По данным С. Хендрикса и К. Росса, средний состав диоктаэдрического глауконита без учета межпакетной воды выражается формулой

Слюдоподобные глинистые минералы - иллиты являются основными компонентами абсолютного большинства глинистых пород. Подавляющая масса глинистых пород состоит из минералов группы иллита и смешанослойных образований, в составе которых иллиты играют существенную роль. Установлено, что в глинистых породах присутствуют три политипных разновидности иллитовых минералов, отличающихся друг от друга по характеру наложения слоев, образующих их кристаллическую решетку;
- политип 1М - иллиты с межплоскостным расстоянием 10A, обладающие моноклинной кристаллической решеткой, дающей на дифрактограммах четкие острые симметричные пики. Сюда же относятся 10-ангстремные иллиты с неупорядоченной решеткой, т. е. плохо окристаллизованные (подтип 1Md). На дифрактограммах для них характерны низкие диффузные рефлексы, «расплывающиеся» в сторону больших углов 20;
- политип 2M1 (M1 означает одну из двух теоретически возможных разновидностей) - иллиты мо1юклинной сингонии, элементарная ячейка которых охватывает два пакета, обладающих межплоскостным расстоянием d001 = 20A;
- политип 3Т - иллиты тригональной сингонии с элементарной ячейкой, включающей три пакета с межплоскостным расстоянием d001 = 30А. Политип ЗТ встречается значительно реже, чем 1М, (1Md) и 2М1.
Отличить различные политbпы иллbтов по данным рентгенофазового анализа тонкодисперсных фракций удается не всегда. Дело в том, что чистые, мономинеральные скопления иллитовых минералов представляют собой большую редкость. В большинстве глинистых пород иллиты присутствуют в смеси с другими глинистыми минералами, хлоритами и в виде смешанослойных образований.
Г.В. Карпова приводит данные раздельного рентгеновского анализа иллитов политипа 1M (1Md) и 2M1 (табл. 10.7).

На термограммах иллита (см. рис. 10.4) в интервале температур 100-200°С фиксируется эндотермическая реакция, связанная с уходом межпакетной воды. Вторая эндотермическая реакция, соответствующая потере минералом гидроксильной воды, начинается около 450-500 °С и имеет максимум между 550-650°С. Интенсивность и температурный интервал этой реакции колеблются у различных иллитов. Третья эндотермическая реакция, связанная, по-видимому, с разрушением структуры иллитов, проявляется между 850° и 950°С. Наконец, около 1000°С намечается слабая экзотермическая реакция образования глинозема и шпинели.
Изучение формы иллитовых частиц с помощью электронного микроскопа показывает, что в глинистых породах присутствуют частицы иллита двух типов:
- субизометрично-пластинчатые частицы, относящиеся к политипам 2М1 и 1М, по мнению ряда исследователей, поступающие в осадок за счет размыва более древних осадочных и метаморфических пород;
- удлиненно-пластинчатые, «щеповидные», частицы (рис. 10.5) политипа 1M (1Md), имеющие аутигенное происхождение.

Группа хлоритов . Минералы группы хлоритов имеют четырехслойное строение (рис. 10.6), причем элементарный пакет состоит как бы из двух частей: трехслойной части, аналогичной пакетам иллитов, и еще одного слоя магний-гидроксильных октаэдров (бруситовый слой). Межплоскостное расстояние тонкодисперсных хлоритов глинистых пород равно 14,0-14,ЗА. Состав хлоритов существенно различен из-за широко развитых явления изоморфных замещений в пределах тетра- и октаэдрических сеток. Общая формула хлоритов имеет вид

В глинистых породах тонкодисперсные хлориты всегда пpиcyтствуют в смеси с глинистыми минералами или в виде смешанослойных образований типа хлорит-монтмориллонит, иллит-хлорит и др. Присутствие хлоритов в глинистых фракциях фиксируется по характерным рентгеновским отражениям, главными из которых являются отражения от базальной плоскости 001, особенно отражения от плоскости 001 = 14,0-14,3 А (табл. 10.8).

В тех случаях, когда в породе присутствует смесь глинистых минералов и хлоритов, последние трудно отличить от монтмориллонитов, имеющих doo1 = 14,0-14,5А или даже каолинитов (d001 = 7,15 А), если отражение хлорита 14,3 А нечеткое. Для контроля проводят обработку образцов теплой соляной кислотой HCl, в которой хлориты растворяются и их отражения на дифрактограммах соответственно исчезают, а также насыщение образцов глицерином, после чего при наличии в образцах монтмориллонитов появляются отражения 001 = 17,8А (см. табл. 10.2).
Группа смешанослойных образований. Как показали исследования различных глинистых пород, широким распространением в них пользуются глинистые минералы, кристаллическая решетка которых представляет собой чередование пакетов иллитовой, монтмориллонитовой и вермикулитовой структур друг с другом или с пакетами хлоритового строения. Такие глинистые минералы получили название смешанослойных. В них чередуются обычно пакеты двух типов; иллит-монтмориллонитовые, иллит-хлоритовые, хлорит-вермикулитовые и др. Смешанослойиые минералы с чередованием двухслойных пакетов пока достоверно не установлены.
Выделяются два основных типа смешанослойных образований.
Упорядоченные образования. Пакеты различного состава в них чередуются закономерно: АБАБАБ или АББАББАБб и т. п. Упорядоченные смешанослойные образования представляют собой минералы определенного состава. Их межплоскостиое расстояние равно сумме межплоскостных расстояний чередующихся пакетов. На дифрактограммах фиксируются серии соответствующих базальных рефлексов 001, 002. 003 и т. д. Некоторые смешано-слойные минералы получили специальные названия. Например, корренсит представляет собой закономерное чередование пакетов хлорита и монтмориллонита, браваизит - иллита и монтмориллонита, ректорит - вермикулита и пирофиллита.
Неупорядоченные образования. Пакеты различного типа чередуются беспорядочно, незакономерно: АБААБАААБАБББ и т. д., что значительно затрудняет изучение деталей строения таких минералов. Расшифровка дифрактограмм, получаемых or неупорядоченных смешанослойных структур, часто представляет собой очень сложную задачу. Неупорядоченные смешанослойные образования, особенно иллит-монтмориллонитового типа, чрезвычайно широко распространены в разрезах глинистых толщ.
На рис. 10.7 приведена схема, предложенная Ж. Люка, Т. Kaмец и Ж. Милло, показывающая межплоскостное расстояние основных глинистых минералов, смешанослойных образований и изменения этих межплоскостных расстояний после различной обработки образцов.

5. Химическое выветривание. В чем оно выражается? Какие химические и структурные превращения происходят в ряду мусковит - гидромусковит- каолинит.

6. Галогенез - понятие. Обстановка развития процесса. Основные этапы солеотложения. Соли- минеральный состав.

7.Структуры биогенных пород. Минеральный состав биогенных пород.

8. Вулканический тип литогенеза; характеристика, распространение на

9. Как действует механизм физической дифференциации осадочного вещества, к образованию каких групп пород он приводит?

10. Гумидный тип литогенеза, его характеристика. Какие генетические типы пород при этом возникают?

11. Как действует механизм химической дифференциации осадочного вещества? к образованию каких пород она приводит?

12. Диагенез. Характеристика. Диагенетические минералы, причины их возникновения.

13. Как действует механизм биологической дифференциации осадочного вещества? Какие минералы и породы при этом образуются?

14. Реликтовые минералы осадочных пород (перечень, условия сохранения на разных ступенях литогенеза, роль в осадочных породах).

15. Генетическая классификация осадочных пород. По какому признаку классифицируются осадочные породы м.С. Швецовым? Какие классы осадочных пород при этом выделяются?

16. Осадочная горная порода - определение. Формы геологических тел осадочных пород.

17. По каким признакам систематизируются обломочные породы? Какие группы их выделяются?

18. Какие виды осадочных пород используются в строительной индустрии (для производства каких стройматериалов?)?

19. По каким признакам систематизируются хемогенные породы? Какие группы хемогенных пород выделяются?

20. Какие осадочные породы используются для нужд агропромышленного комплекса? Где именно?

21. По каким признакам систематизируются биогенные породы? Привести примеры.

Составные части осадочных пород

23. Что такое полимиктовые обломочные породы? Какие среди них образуются группы? Какова геологическая обстановка их образования?

24. Текстуры осадочных пород.

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

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

29. В какой последовательности изучаются и описываются обломочные породы?

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

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

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

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

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

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

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

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

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

40.Формы транспортирования продуктов физического выветривания.

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

42. Слойчатость и сланцеватость осадочных пород.

43. Известняки. Минеральный состав. Генетические группы. Структуры известняков.

44. Текстуры осадочных пород. Понятие. Группа текстур.

45. Аридный тип литогенеза, его характеристика. Какие при этом возникают осадки? Распространение зон аридного литогенеза на земной поверхности.

46. Структуры осадочных пород. Группы структур.

47. Нивальный (ледовый) тип литогенеза, его характеристика. Какие при этом возникают осадки. Распространение на земной поверхности?

48. Структуры осадочных пород. Группы структур.

49. Принципы, подходы и виды классификаций осадочных пород.

55.Стадиальный анализ. Его значение для изучения осадочных пород.

56. Классификация структур карбонатных пород.

57. Методы петрографического изучения осадочных пород, порядок их описания и наименования.

58.Смешанные породы. Распространение в литосфере. Принципы классификации.

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

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. Сводка оптических и некоторых других свойств глинистых минералов дана в табл. 72-74.

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.

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.

Глины и глинистые минералы
Различают понятия "глинистые породы", "глинистые минералы", "глины". В то же время четких определений этих понятий не существует. У разных авторов они трактуются с теми или иными видоизменениями. Излагаемый ниже материал дается по работам П.П. Авдусина, Е.М. Сергеева, Р.Е. Гримма, Ж. Милло, Л.И. Кульчицкого, Н.Я. Денисова, В.Д. Ломтадзе, A.M. Ломтадзе, А.К. Ларионова и др.
Глинистые породы - это обширная группа тонкодисперсных осадочных пород, занимающая промежуточное положение между породами обломочного и химического происхождения. В их составе наряду с обломочными.частицами содержатся тонкодисперсные, размером менее 0,002 мм.
Среди пелитовой фракции обломочных пород, к которой относятся глинистые частицы, различают грубые пелиты (0,002-0,001 мм) и тонкие пелиты (менее 0,001 мм).
Именно у пород, состоящих из частиц размеры которых менее 0,002 мм, наиболее четко проявляются характерные "глинистые" свойства (пластичность, липкость,. низкая водопроницаемость, большая емкость поглощения).
По условиям образования глинистые породы могут быть континентальными, лагунными и морскими.
В работе дается классификация глинистых пород по отдельным признакам: 1) по степени литификации - глинистый ил, глина мягкая, глина уплотненная, аргиллит, аргиллит сланцевый; 2) по содержанию глинистых (менее 0,002 мм) и пылеватых (от 0,002 до 0,05 мм) частиц - глина, глина пылеватая, глина песчаная, суглинок, суглинок пылеватый, супесь; 3) по составу глинистых минералов - , гидрослюдистые, монтмориллонитовые, полиминеральные; 4) по содержанию карбонатного материала - глина, глина известковая мергелистая, мергель глинистый, мергель, мергель известковистый.
Глинами в инженерно-геологической практике называют токодисперсные осадочные породы, в составе которых содержится не менее 30 % частиц диаметром менее 0,002 мм. Глины обладают связностью и пластичностью в природном состоянии или при искусственном увлажнении водой, а при высыхании сохраняют приданную им форму. Из всех известных признаков глин только эти признаки являются устойчивыми и легко устанавливаемыми. Согласно Р.Е. Гримму, термин "глина" употребляется как название породы, а также для обозначения пород, имеющих определенный размер частиц (менее 2 мкм). В общем под глиной подразумевают природный землистый, тонкозернистый материал, который при смешении с ограниченным количеством воды обнаруживает пластичность.
Основную роль в формировании присущих глинам свойств играют глинистые минералы, под которыми понимаются компоненты, составляющие основу глин, представляющие собой группу слоистых и слоисто-ленточных силикатов и имеющие кристаллическую структуру.
Среди глинистых минералов наиболее распространены , гидрослюды (иллиты) и монтмориллониты. Между собой они различаются строением кристаллической решетки с вытекающими из этого различия особенностями свойств минералов и, следовательно, свойств глин и глинистых пород.
Глинистые минералы образуются в результате изменения первичных минералов (полевых шпатов, слюд, хлоритов и т. п.) а также в результате выпадения в виде гелей из коллоидных и химических рестворов.
С учетом преобладающего содержания того или иного глинистого минерала выделяют следующие основные типы глин: , гидрослюдистые и монтмориллонитовые. Каолинитовые глины имеют континентальное происхождение (глины коры выветривания, озерные, болотные, речные, опресненных лагун) и образуются обычно в кислой среде; гидрослюдистые могут быть как континентальными, так и морскими, формируются в кислой, нейтральной и щелочной средах; монтмориллонитовые имеют морское происхождение и образуются преимущественно в щелочной среде.
Свойства глин и их отличия от неглинистых материалов в значительной степени зависят от кристаллохимии их поверхностей. Этот фактор был включен в определение понятия "глинистый минерал", данное Е.М. Сергеевым и Р.И. Злочевской . Под глинистым минералом предлагается понимать высокодисперсные и относительно стабильные минеральные соединения групп водных силикатов слоистого или слоисто-ленточного строения, образовавшиеся преимущественно в процессе химического выветривания горных пород. Их высокая дисперсность, характеризующаяся коллоидными и близкими к ним размерами частиц, достигается благодаря специфике свойств базальных поверхностей микрокристаллов этих частиц.
Развернутое определение глинистого минерала с позиций гидратации базальных поверхностей дано Л.И. Кульчицким . Глинистыми минералами он называет кристаллические водные силикаты, характеризующиеся следующими критериями: 1) слоистым или цепочечно-слоистым типом структуры; 2) высокой степенью дисперсности (размеры кристаллов менее 1-5 мкм); 3) преобладанием адсорбционных центров относительно катионов и молекул воды на базальных поверхностях; 4) меньшей энергией адсорбции на центрах первой категории (базальных поверхностях) по сравнению с энергией адсорбции на центрах второй категории, что служит причиной относительно большой поверхностной дйссоциации глинистых минералов в воде; 5) поверхностной диссоциацией обменных катионов в водной среде, вследствие чего вблизи базисов развиваются глинистые частицы диффузно-гидратного слоя; 6) сильным набуханием при взаимодействии с водой и водными растворами электролитов. Считается, что такое многостороннее раскрытие понятия "глинистый минерал" определяет специфику этой группы минералов как с точки зрения крис-таллохимии и коллоидной химии, так и с точки зрения инженерной геологии.
Под глиной Л.И. Кульчицкий понимает высокодисперсную систему "глинистые минералы - вода", обладающую определенной коагуляционной структурой, все контакты между элементами которой могут осуществляться через прослойки воды с аномальными реологическими свойствами.
Каковы же форма и размеры глинистых частиц? Как уже отмечалось, к глинам относятся породы с преобладанием частиц размером менее 0,002 мм.
Приведем размеры глинистых частиц, полученные Р.Е. Гриммом с использованием электронной микрофотографии. Частицы каолинита представляют собой хорошо образованные шестиугольные чешуйки, часто с преобладающим удлинением в одном направлении. Наибольшие размеры в плоскости чешуек колеблются от 0,3 до 4 мкм, а толщина - от 0,05 до 2 мкм. Могут быть и более крупные частицы. Монтмориллонит на фотографиях предстает в виде беспорядочно расплывчатой массы чрезвычайно малых частиц. Отдельные частицы имеют толщину порядка 0,002 мкм. Некоторые монтмориллониты сравнительно легко разрушаются до чешуек с толщиной, приближащейся к высоте одной элементарной ячейки. Размеры поверхности чешуек примерно в 10-100 раз превышают толщину частиц. Иллит проявляется в виде небольших нечетко обозначенных чешуек, некоторые из, них имеют отчетливую гексагональную форму. Толщина самых тонких частиц приблизительно 3 нм, диаметр от 0,1 до 0,3 мкм. В целом, согласно Р.Е. ГримМу, для частиц каолинита отношение диаметра чешуйки к толщине составляет (2-25),:1, а для монтмориллонита -(100-300): 1.
Глинистая порода, как и любая горная порода, представляет собой естественную трехфазную систему, включающую минеральный компонент, воду и газовую составляющую . Эта система непрерывно изменяется во времени под влиянием внешних и внутренних причин (в основном температуры и давления). Как отмечают Г.К. Бондарик, A.M. Царева и В.В. Пономарев , состав, состояние и свойства горной породы (в том числе и проницаемость) зависят от условий ее формирования и последующей истории развития. Это особенно ярко проявляется в глинистых породах, которые по сравнению с другими породами представляют собой наиболее динамичные системы, достаточно интенсивно изменяющие свой облик на разных стадиях литогенеза и чрезвычайно восприимчивые в отношении структурно-текстурных особенностей и свойств к внешним и внутренним воздействиям. В этой связи кратко остановимся на понятиях структуры и текстуры глинистых пород, используя для этого представления, развитые в работе .
Под структурой горной породы вообще, и глинистой в частности, понимается ее строение, определяемое размером и формой структурных элементов (блоков, агрегатов, зерен и др.), характером их поверхностей и количественным соотношением между разными структурными элементами. Под текстурой горной породы понимается взаимное расположение структурных элементов и их пространственная ориентация. Структура системы, ее текстура и свойства взаимосвязаны.
Текстура породы наследует и отражает черты обстановки литогенеза. Поэтому заслуживает внимания установление зависимостей между коли-чественными показателями структуры породы и процессов, обусловивших формирование горной породы, в том числе ее текстуры. Это в свою очередь позволило бы подойти к реконструкции обстановки, в которой происходило формирование породы.
В работе высказывается интересная мысль о том, что деформация породы представляет собой как бы "память" породы, в которой запечатлены сведения об ее формировании и развитии,