Глинистые минералы. "Глинистые минералы" в книгах. Свойства связанной воды

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.

Глинистые минералы представляют собой водные филлосиликаты алюминия, иногда с различными примесями железа, магния, щелочных и щелочноземельных металлов, а также других катионов, обнаруженных на некоторых планетарных поверхностях или вблизи них.

Они образуются в присутствии воды, и когда-то они были важны для появления жизни, потому многие теории абиогенеза учитывают их в роль в этом процессе. Они являются важными составляющими почв и были полезны для человека с древних времен в сельском хозяйстве и производстве.

Образование

Глины образуют плоские шестиугольные листы, похожие на слюды. Глинистые минералы являются распространенными продуктами выветривания (в том числе, выветривания полевого шпата) и низкотемпературными продуктами гидротермального изменения. Они очень распространены в почвах, в мелкозернистых осадочных породах таких, как сланцы, аргиллиты и алевролиты, а также в мелкозернистых метаморфических сланцах и филлитах.

Характеристики

Глинистые минералы, как правило (но не обязательно), имеют ультрамелкозернистый размер. Обычно считается, что они имеют размер менее 2 микрометров при стандартной классификации размеров частиц, поэтому для их идентификации и изучения могут потребоваться специальные аналитические методы. К ним относится дифракция рентгеновских лучей, методы дифракции электронов, различные спектроскопические методы, такие как мессбауэровская спектроскопия, инфракрасная спектроскопия, рамановская спектроскопия и SEM-EDS, или же автоматизированные процессы минералогии. Эти методы могут быть дополнены микроскопией поляризованного света, традиционной техникой, устанавливающей фундаментальные явления или петрологические отношения.

Распространение

Учитывая потребность в воде, глинистые минералы относительно редки в Солнечной системе, хотя они широко распространены на Земле, где вода взаимодействует с другими минералами и органическим веществом. Они также были обнаружены в нескольких местах на Марсе. Спектрография подтвердила их присутствие на астероидах и планетоидах, включая карликовую планету Церера и Темпель 1, а также луну Юпитера Европу.

Классификация

Основные глинистые минералы входят в следующие кластеры:

• Каолиновая группа, которая включает минералы каолинит, диккит, галлуазит и накрит (полиморфы Al2Si2O5 (OH) 4). Некоторые источники включают группу каолинит-серпентин из-за структурного сходства (Bailey 1980).
• Смектитовая группа, которая включает такие как монтмориллонит, нонтронит и бейделлит, и триоктаэдрические смектиты, например, сапонит. В 2013 году аналитические испытания марсоходом Curiosity обнаружили результаты, согласующиеся с присутствием минералов смектитовой глины на планете Марс.
• Иллитовая группа, в которую входят глинистые слюды. Иллит - единственный распространенный минерал этой группы.
• Хлоритная группа включает в себя широкий спектр аналогичных минералов со значительной химической вариацией.

Другие виды

Существуют другие типы этих минералов такие, как сепиолит или аттапульгит, глины с длинными водяными каналами, внутренними по своей структуре. Вариации глины смешанного слоя актуальны для большинства вышеупомянутых групп. Упорядочение описывается как случайное или регулярное упорядочение и далее описывается термином «рейхвайт», что в переводе с немецкого означает «диапазон» или «охват». Литературные статьи ссылаются, например, на упорядоченный иллит-смектит R1. Этот тип включается в категорию ISISIS. R0, с другой стороны, описывает случайное упорядочение. Помимо них, также можно найти другие расширенные типы упорядочения (R3 и т. д.). Глинистые минералы смешанного слоя, которые являются совершенными типами R1, часто получают свои собственные названия. R1-упорядоченный хлорит-смектит известен, как корренсит, R1 - иллит-смектит - ректорит.

История изучения

Знания о природе глины, стали более понятными в 1930-х годах с развитием технологий дифракции рентгеновских лучей, необходимых для анализа молекулярной природы глинистых частиц. Стандартизация терминологии возникла и в этот период с особым вниманием к подобным словам, которые привели к путанице, такой как лист и плоскость.

Как и все филлосиликаты, глинистые минералы характеризуются двумерными пластами угловых тетраэдров SiO4 и / или октаэдров AlO4. Листовые блоки имеют химический состав (Al, Si) 3O4. Каждый кремниевый тетраэдр делит 3 своих вершинных атома кислорода с другими тетраэдрами, образуя гексагональную решетку в двух измерениях. Четвертая вершина не является общей с другим тетраэдром, и все тетраэдры «указывают» в одном направлении. Все неразделенные вершины находятся на одной стороне листа.

Структура

В глинах тетраэдрические листы всегда связаны с октаэдрическими, сформированными из небольших катионов, таких как алюминий или магний, и координированы шестью атомами кислорода. Неподеленная вершина из тетраэдрического листа также образует часть одной стороны октаэдрического, но дополнительный атом кислорода расположен над зазором в тетраэдрическом листе в центре шести тетраэдров. Этот атом кислорода связан с атомом водорода, образующим группу ОН в структуре глины.

Глины можно разделить на категории в зависимости от способа упаковки тетраэдрических и октаэдрических листов в слои. Если в каждом слое есть только одна тетраэдрическая и одна октаэдрическая группа, то то она относится к категории 1:1. Альтернатива, известная как глина 2: 1, имеет два тетраэдрических листа с неразделенной вершиной каждого из них, направленной друг к другу и образующей каждую сторону восьмигранного листа.

Соединение между тетраэдрическим и октаэдрическим листами требует, чтобы тетраэдрический лист становился гофрированным или скрученным, вызывая дитригональное искажение гексагональной матрицы, и октаэдрический лист выравнивался. Это минимизирует общие валентные искажения кристаллита.

В зависимости от состава тетраэдрических и октаэдрических листов слой не будет иметь заряда или будет иметь отрицательный. Если слои заряжены, этот заряд уравновешивается межслоевыми катионами, такими как Na + или K +. В каждом случае промежуточный слой также может содержать воду. Кристаллическая структура сформирована из пакета слоев, расположенных между другими слоями.

"Глиняная химия"

Поскольку большинство глин изготовлены из минералов, они обладают высокой биосовместимостью и интересными биологическими свойствами. Из-за формы диска и заряженных поверхностей глина взаимодействует с целым рядом макромолекул таких субстанций, как белок, полимеры, ДНК и т. д. Некоторые из областей применения глин включают доставку лекарств, тканевую инженерию и биопечать.

Глиняная химия является прикладной дисциплиной химии, которая изучает химические структуры, свойства и реакции глины, а также строение и свойства глинистых минералов. Это междисциплинарная область, включающая концепции и знания из неорганической и структурной химии, физической химии, химии материалов, аналитической химии, органической химии, минералогии, геологии и других.

Изучение химии (и физики) глин и строения глинистых минералов имеет большое академическое и промышленное значение, поскольку они относятся к числу наиболее широко используемых промышленных минералов, используемых в качестве сырья (керамика и т. д.), адсорбентов, катализаторов и др.

Важность науки

Уникальные свойства глинистых минералов почв такие, как слоистое строение нанометрового масштаба, наличие фиксированных и взаимозаменяемых зарядов, возможность адсорбирования и удержания (интеркалирования) молекул, способность образовывать стабильные коллоидные дисперсии, возможность индивидуальной модификации поверхности и межслойной химической модификации и другие делают изучение химии глины очень важной и чрезвычайно разнообразной областью исследований.

На многие различные области знаний влияет физико-химическое поведение глинистых минералов, от наук об окружающей среде до химической технологии, от керамики до обращения с ядерными отходами.

Их катионообменная емкость (CEC) имеет большое значение в балансе наиболее распространенных катионов в почве (Na +, K +, NH4 +, Ca2 +, Mg2 +) и контроле pH, что напрямую влияет на плодородие почвы. Изучение глин (и минералов) также играет важную роль в работе с Са2 +, обычно поступающего с суши (речной воды) в моря. Возможность изменять и контролировать состав и содержание минералов предлагает ценный инструмент в разработке селективных адсорбентов с различными применениями такими, как, например, создание химических датчиков или чистящих веществ для загрязненной воды. Эта наука также играет огромную роль в классификации групп глинистых минералов.

И определяющих их физико-химические, механические и др. свойства.

Глинистые минералы являются продуктом выветривания преимущественно алюмосиликатов и силикатов магматических и метаморфических горных пород на дневной поверхности. В процессе выветривания глинистые минералы испытывают стадийные преобразования структуры и химического состава в зависимости от изменения физико-химических условий среды выветривания и седиментации. Размеры частиц глинистых минералов в глинах большей частью не превышают 0,01 мм. По кристаллической структуре глинистые минералы относятся к слоистым или псевдослоистым силикатам.

Высокая удельная поверхность, изоморфные замещения , обилие сколов кристаллической решётки и нескомпенсированных зарядов придаёт глинистым минералам катионнообменную способность . Также они способны химически связывать воду.

В состав минералов входят слои, состоящие из кремнекислородных тетраэдров и алюмогидроксильных октаэдров , эти слои объединяются в элементарные пакеты, совокупность которых формирует частицу минерала. По набору слоёв в пакете различают несколько групп глинистых минералов:

• Группа каолинита (каолинит, галлуазит) c пакетом, состоящим из одного слоя октаэдров и одного слоя тетраэдров. Пакеты прочно связаны между собой и плотно прилегают друг к другу, в результате чего молекулы воды и катионы металлов не могут входить в межпакетное пространство и минерал не набухает в воде, а также обладает низкой ёмкостью катионного обмена (ЕКО).
• Группа монтмориллонита или группа смектита (монтмориллонит, нонтронит , бейделит и др.) с трёхслойным пакетом вида тетраэдр-октаэдр-тетраэдр. Связь между пакетами слабая, туда проникает вода, из-за чего минерал сильно набухает. Отличается высокой ЕКО (до 80-120 мг-экв на 100 г.).
• Группа гидрослюд (гидробиотит , гидромусковит и др.) также с трёхслойным пакетом, но сильной связью между ними. Практически не поглощают воду и не набухают в ней. Отличаются высоким содержанием калия , поскольку его ионный радиус позволяет ему входить в пустоты структуры минерала.
• Группа хлорита с четырёхслойной набухающей структурой.
• Группа смешаннослойных минералов с чередованием пакетов различных типов. Носят названия вида иллит-монтмориллонит, вермикулит-хлорит и т. п., свойства сильно варьируют.

Напишите отзыв о статье "Глинистые минералы"

Литература

• Гинзбург И. И., Рукавишникова И. А., Минералы древней коры выветривания Урала, М., 1951;
• Рентгеновские методы изучения и структура глинистых минералов, пер. с англ., М., 1965.

Отрывок, характеризующий Глинистые минералы

Солдаты товарищи, шедшие рядом с Пьером, не оглядывались, так же как и он, на то место, с которого послышался выстрел и потом вой собаки; но строгое выражение лежало на всех лицах.

Депо, и пленные, и обоз маршала остановились в деревне Шамшеве. Все сбилось в кучу у костров. Пьер подошел к костру, поел жареного лошадиного мяса, лег спиной к огню и тотчас же заснул. Он спал опять тем же сном, каким он спал в Можайске после Бородина.
Опять события действительности соединялись с сновидениями, и опять кто то, сам ли он или кто другой, говорил ему мысли, и даже те же мысли, которые ему говорились в Можайске.
«Жизнь есть всё. Жизнь есть бог. Все перемещается и движется, и это движение есть бог. И пока есть жизнь, есть наслаждение самосознания божества. Любить жизнь, любить бога. Труднее и блаженнее всего любить эту жизнь в своих страданиях, в безвинности страданий».
«Каратаев» – вспомнилось Пьеру.
И вдруг Пьеру представился, как живой, давно забытый, кроткий старичок учитель, который в Швейцарии преподавал Пьеру географию. «Постой», – сказал старичок. И он показал Пьеру глобус. Глобус этот был живой, колеблющийся шар, не имеющий размеров. Вся поверхность шара состояла из капель, плотно сжатых между собой. И капли эти все двигались, перемещались и то сливались из нескольких в одну, то из одной разделялись на многие. Каждая капля стремилась разлиться, захватить наибольшее пространство, но другие, стремясь к тому же, сжимали ее, иногда уничтожали, иногда сливались с нею.
– Вот жизнь, – сказал старичок учитель.
«Как это просто и ясно, – подумал Пьер. – Как я мог не знать этого прежде».
– В середине бог, и каждая капля стремится расшириться, чтобы в наибольших размерах отражать его. И растет, сливается, и сжимается, и уничтожается на поверхности, уходит в глубину и опять всплывает. Вот он, Каратаев, вот разлился и исчез. – Vous avez compris, mon enfant, [Понимаешь ты.] – сказал учитель.
– Vous avez compris, sacre nom, [Понимаешь ты, черт тебя дери.] – закричал голос, и Пьер проснулся.
Он приподнялся и сел. У костра, присев на корточках, сидел француз, только что оттолкнувший русского солдата, и жарил надетое на шомпол мясо. Жилистые, засученные, обросшие волосами, красные руки с короткими пальцами ловко поворачивали шомпол. Коричневое мрачное лицо с насупленными бровями ясно виднелось в свете угольев.
– Ca lui est bien egal, – проворчал он, быстро обращаясь к солдату, стоявшему за ним. – …brigand. Va! [Ему все равно… разбойник, право!]
И солдат, вертя шомпол, мрачно взглянул на Пьера. Пьер отвернулся, вглядываясь в тени. Один русский солдат пленный, тот, которого оттолкнул француз, сидел у костра и трепал по чем то рукой. Вглядевшись ближе, Пьер узнал лиловую собачонку, которая, виляя хвостом, сидела подле солдата.

Глинистые минералы - группа водных силикатов , слагающих основную массу глинистых отложений и большей части почв и определяющих их физико-химические, механические и др. свойства.

Глинистые минералы являются продуктом выветривания преимущественно алюмосиликатов и силикатов магматических и метаморфических горных пород на дневной поверхности. В процессе выветривания глинистые минералы испытывают стадийные преобразования структуры и химического состава в зависимости от изменения физико-химических условий среды выветривания и седиментации. Размеры частиц глинистых минералов в глинах большей частью не превышают 0,01 мм. По кристаллической структуре глинистые минералы относятся к слоистым или псевдослоистым силикатам.

Высокая удельная поверхность, изоморфные замещения , обилие сколов кристаллической решётки и нескомпенсированных зарядов придаёт глинистым минералам катионнообменную способность . Также они способны химически связывать воду.

В состав минералов входят слои, состоящие из кремнекислородных тетраэдров и алюмогидроксильных октаэдров , эти слои объединяются в элементарные пакеты, совокупность которых формирует частицу минерала. По набору слоёв в пакете различают несколько групп глинистых минералов:

Группа каолинита (каолинит, галлуазит ) c пакетом, состоящим из одного слоя октаэдров и одного слоя тетраэдров. Пакеты прочно связаны между собой и плотно прилегают друг к другу, в результате чего молекулы воды и катионы металлов не могут входить в межпакетное пространство и минерал не набухает в воде, а также обладает низкой ёмкостью катионного обмена (ЕКО).

Группа монтмориллонита или группа смектита (монтмориллонит, нонтронит , бейделит и др.) с трёхслойным пакетом вида тетраэдр-октаэдр-тетраэдр. Связь между пакетами слаба, туда проникает вода, из-за чего минерал сильно набухает. Отличается высокой ЕКО (до 80-120 мг-экв на 100 г.).

Группа гидрослюд (гидробиотит , гидромусковит и др.) также с трёхслойным пакетом, но сильной связью между ними. Практически не поглощают воду и не набухают в ней. Отличаются высоким содержанием калия , поскольку его ионный радиус позволяет ему входить в пустоты структуры минерала.

Группа хлорита с четырёхслойной набухающей структурой.

Группа смешаннослойных минералов с чередованием пакетов различных типов. Носят названия вида иллит-монтмориллонит, вермикулит-хлорит и т. п., свойства сильно варьируют

3. Развитие химии почв в XVIII-XIX вв.

Начало систематических исследований химических свойств почвы и

составляющих ее веществ относится к XVIII в. Многие исследования

конца XVIII - начала XIX в. оказали решающее влияние на ход дальнейшего

развития науки. Главное значение имели исследования трех

важнейших проблем: 1) почвенного гумуса; 2) поглотительной способности

почв; 3) теории минерального питания растений.

В числе важнейших следует назвать работу Ф. Ахарда (1786), который

действием раствора щелочи на почву и на торф получил темно-

бурый раствор. Прибавление к щелочному экстракту серной кислоты

вызвало выпадение темного, почти черного, осадка. Это вещество позже

получило название гуминовой кислоты, а способ ее выделения, использованный

Ахардом, с некоторыми модификациями сохранился до

наших дней. Десятью годами позже Л. Вокелен выделил аналогичное

вещество из ствола старого вяза, из щелочного экстракта камеди, выделенной

старым вязом. Т. Томсон в 1807 г. назвал это вещество уль^

мином (от ulmus - вяз).

Постановка экспериментальных работ по выделению и анализу

специфических темноокрашенных органических веществ из почвы в той

или иной мере была связана с гумусовой теорией питания растений, которую

очень четко сформулировал шведский ученый И. Валлериус в

книге «Основы сельскохозяйственной химии» (1761). Он считал, что

главным питательным веществом для растений является гумус, тогда

как прочие составные части почвы только создают благоприятные условия

для поглощения гумуса растениями. Эту теорию сформулировал

и широко пропагандировал профессор Берлинского университета

А. Тэер (1752-1828), но после исследований Ж. Б. Буссенго во Франции

и Ю. Либиха в Германии возможность прямого усвоения растениями

сложных органических веществ почвы была практически отвергнута

агрохимиками, хотя в середине XX в. эта проблема вновь приобретает

дискуссионный характер. Исследования 60-70-х гг. XX в. с применением

гумусовых веществ, меченых 14С, подтвердили возможность

поступления высокомолекулярных гумусовых кислот в растения через

корневые системы, хотя размеры такого поступления и его реальная

роль в естественных или агробиоценозах остаются невыясненными.

Исследования Ахарда и его современников имели не только агрономическое,

но и самостоятельное почвенно-химическое значение. Уже с

начала XIX в. появляется целая серия экспериментальных исследований

своеобразных, не известных в то время, органических соединений -

гумусовых кислот, которые извлекали из почв или природных вод.

Подробные исследования состава, растворимости, взаимодействия

гумусовых кислот с солями и аммиаком были выполнены И. Дёберей-

нером (1822), К- Шпренгелем (1826), й. Я. Берцелиусом (1833), а в

период с 1840 до 1860 г. - Г. Мульдером и русским исследователем

Р. Германом. Одновременно делаются попытки получения искусственных

гуминовых кислот (Булле, Малагути и др.).

Следует подчеркнуть, что в XVIII и XIX вв. вопросы сельскохозяйственной

химии, и химии почв в частности, находились в центре внимания

многих великих химиков. В их числе был Й. Я- Берцелиус, детально

исследовавший свойства гумусовых кислот.

Йене Якоб Берцелиус (1779-1848), великий шведский ученый, был

одним из лучших химиков своего времени. Он был членом многих академий,

в том числе иностранным членом Петербургской Академии наук.

Берцелиус создал электрохимическую теорию химических соединений,

с высокой точностью определил атомные веса около 50 элементов, подтвердил

закон постоянных и кратных отношений, создал таблицу атомных

масс, открыл ряд новых элементов, разработал новые методы анализа

и оборудование для химических работ (промывалка, химические

стаканы и др.). Им была создана номенклатура, предложены символы

химических элементов и способы начертания химических формул, используемые

с небольшими изменениями и до настоящего времени. Для

химии почв наибольший интерес представляют его исследования минералов.

Берцелиус впервые ввел термин «силикаты» для кремнийсодер-

жащих минералов и установил, что соотношение окислов металлов и

кремния в силикатах различное и составляет 1:1, 1:2 и 1:3. Это позволило

разделить силикаты на три большие группы. Разработанный им

способ выражения состава минералов по числу входящих в них окислов

не утратил своего значения и теперь. Второе важнейшее для почвоведения

направление в работах Берцелиуса - изучение гумусовых

кислот. Из природных вод он выделил два новых вещества и предложил

для них названия «креновая» и «апокреновая» кислоты, а из разлагающейся

древесины выделил гуминовую кислоту. В «Учебнике химии

» (1839) Берцелиус отводит большой раздел химии гумусовых веществ.

Он рассматривает процессы превращения растительных остатков

в перегной, описывает свойства выделенных им гумусовых кислот

и их соединений с калием, натрием, аммонием, барием, кальцием, магнием,

глиноземом, марганцем, железом, свинцом, медью, ртутью, серебром.

В современных учебниках химии важнейшему классу природных

органических соединений - гумусовым кислотам -не уделяется, к сожалению,

практически никакого внимания.

Второй важнейший этап в развитии экспериментальной химии почв

связан с изучением явления катионообменной способности почв. Английский

фермер Г. С. Томпсон установил, что если промывать колонку

с почвой, к которой предварительно добавлен (NH4)S04, водой, то в

вытекающем из колонки растворе появляется CaS04. Результаты опытов

своих опытах химику Королевского сельскохозяйственного общества

Дж. Т. Уэю, который немедленно развернул экспериментальные исследования

сделал следующие важнейшие выводы.

1. Катионы Na+, K+, NH4+, добавленные к почве в виде солей сильных

кислот, поглощаются почвой, и вместо них в растворе появляются

эквивалентные количества кальциевых солей, т. е. происходит реакция,

описываемая уравнением:

почва+2КС1-»-К2-почва + СаС12.

2. Катионы в виде гидроксидов или карбонатов поглощаются почвой

полностью без вытеснения из почвы кальция или анионов.

3. Кальциевые соли сильных кислот (нитраты, хлориды и сульфаты)

почвой не поглощаются.

4. Поглощение катионов осуществляется глинистыми частицами

почвы, тогда как песок и органическое вещество не играют существенной

5. Нагревание почвы или обработка ее кислотой нарушают способность

почвы поглощать катионы.

6. Поглощение происходит очень быстро, практически мгновенно.

7. Увеличение концентрации добавленной соли повышает количество

поглощенных почвой катионов.

8. Поглощение катионов происходит необратимо.

9. Почвы способны поглощать фосфаты.

Далеко не все выводы Уэя были впоследствии подтверждены; явно

ошибочным было заключение о роли органического вещества, о неспособности

почвы поглощать кальций. В реакциях обмена, очевидно,

участвовали ионы водорода, что могло создать впечатление о полном

поглощении карбонатов и гидроксидов без сопутствующей обменной

реакции. Несмотря на это, основные положения остаются справедливыми

и в наши дни, а выполненные Томпсоном и Уэем эксперименты послужили

отправной точкой для развития нового научного направления,

которое в настоящее время представлено не только учением о поглоти-

тельной способности почвы, но и широким применением в различных

отраслях науки и производства методов и технологических процессов с

применением ионообменников. Значение работ Уэя для последующего

развития науки оказалось столь большим, что профессор университета

штата Кентукки (США) Г. Томас назвал его «отцом химии почв».

Открытие ионного обмена в почвах не сразу и далеко не полностью

было оценено современниками. Даже такой опытный и эрудированный

химик, как Ю. Либих, отказался признать эксперименты правильными,

а затем потребовалось около 30 лет для того, чтобы сделать новый шаг

в изучении закономерностей обмена. Только в период 1877-1888 гг.

Ван Беммелен показал, что и другие катионы, кроме Са2+, могут быть

вытеснены из почв растворами солей.

Якоб-Мартен ван Беммелен (1830-1911) - знаменитый голландский

химик, один из основателей учения об адсорбции. Он провел обширные

исследования химии природных тел, изучал почвы и природные

воды. Особое значение в формировании поглотительной способности

почв Беммелен придавал физическому состоянию почвенного мелкозема,

опираясь на свойства коллоидных систем вообще. В почвах, по

его мнению, содержатся коллоидные аморфные вещества, которые дают

соединения переменного состава, не подчиняющиеся стехиометрическим

законам. Такого рода соединения он назвал «адсорбционными соединениями

». В качестве конкретных носителей поглотительной способности

почв Беммелен указывал на цеолитоподобные силикаты, коллоидную

кремнекислоту, гидроокиси железа, гумус, остатки организмов.

К началу XIX в. относится и развитие представлений о кислотно-

основных свойствах почв. В 1813 г. вышла книга крупнейшего английского

химика Гемфри Дэви (1778-1829), впоследствии президента

Лондонского Королевского общества, «Основы сельскохозяйственной химии

». В этой книге подчеркивалась особая роль извести, которая, по

Дэви, растворяет твердый растительный материал и тем самым улучшает

условия питания растений и способствует созданию хорошей

структуры почвы. Он предложил метод определения карбоната кальция

в почве путем обработки почвы кислотой и последующего определения

в кислотной вытяжке кальция (методом осаждения) или по объему выделившейся

двуокиси углерода. Американский исследователь Э. Руф-

фин попытался применить метод Дэви к американским почвам и в результате

специальных опытов пришел к выводу, что задача известкования

заключается в нейтрализации почвенной кислотности. Книга

Руффина «Этюды об известковых удобрениях» вышла в 1832 г., но только

к началу XX в. были продолжены исследования почвенной кислотности.

Развитие третьего направления в химии почв - теории минерального

питания растений - связано с именем Ю. Либиха. Юстус фон Либих

(1803-1873) сыграл очень большую роль в развитии теоретической

и экспериментальной химии почв. Интересы Либиха были весьма

разносторонними; его часто относят к специалистам в области органической

химии, и считается, что его вклад в развитие органической химии

сравним лишь со значением работ Берцелиуса в неорганической химии.

Вместе с тем трудно переоценить значение его работ для развития

физиологической химии, биохимии и агрохимии. Либих провел многочисленные

анализы растений и опыты по влиянию калийных и фосфатных

солей на развитие культурных растений на песчаной почве.

В книге «Органическая химия в приложении к земледелию и физиологии» 1840 он показал, что растения нуждаются не только в углероде,

кислороде, водороде и азоте, но также в фосфоре, калии, кальции, сере,

магнии, железе и даже кремнии. Изучая вопросы агрохимии, Либих не

ограничился только решением теоретических вопросов, но на основе

расплавов карбоната калия и натрия приготовил искусственное удобрение.

Первые фабричные удобрения, правда, оказались не эффективными.

Было бы неверно, однако, сводить значение трудов Либиха в области

агрономической химии только к проблеме минерального питания

растений и внесения удобрений. Работы Либиха повлияли на последующее

развитие проблем доступности элементов минерального питания

растениям, их подвижности в почвах и, как следствие, проблемы химических

равновесий минеральных компонентов в системе почва - почвенный

Глинистые минералы, их строение, свойства и значение в почвоведении.

Почва более чем на девяносто процентов состоит из минеральных компонен­тов и содержит основной запас питательных веществ для растений. Почва являет­ся полидисперсной системой и имеет довольно сложный механический, минера­логический и химический состав. В качестве примера в табл. 1.1 приведен средний химический состав твердой фазы почвы (по А. П. Виноградову).

Как видно из таблицы, почти половина твердой фазы почвы приходится на кислород, одна треть - на кремний, свыше 10% -на алюминий и железо и толь­ко 7% - на все остальные элементы. Из всех перечисленных элементов только азот (а также частично углерод, водород, кислород, фосфор и сера) содержится в органической части почвы. Все остальные элементы приходятся на минераль­ную часть почвы, которая состоит из большого числа различных минералов в виде частиц, имеющих размеры от 10 -9 до 10 -3 м и более.

Все минералы, содержащиеся в почве, по происхождению подразделяются на первичные и вторичные. Первичные минералы имеют преимущественно магматиче­ское происхождение. Из них наиболее распространены в почвах кварц (окись кремния), полевые шпаты, амфиболы, пироксены и слюды, т. е. минералы, включающие

Таблица 1.1 Средний химический состав твердой фазы почвы

кислородные соединения кремния. Эти минералы составляют основную массу магматических и почвообразующих пород. В почвах первичные минералы обычно присутствуют в виде более или менее крупных частиц размером от 10 -3 до 10 -6 м, и только очень незначительная часть их имеет более высокую степень дисперсности.

Первичные минералы в условиях земной поверхности неустойчивы и под дей­ствием сил выветривания переходят в более устойчивые соединения - вторичные минералы. Процесс выветривания протекает под влиянием как чисто физических (колебания температуры, ветер, движущая сила воды), так и химических и био­логических факторов. В результате этого из первичных минералов могут образо­ваться вторичные минералы простого состава: гидроксиды железа (II) и (III), алюминия, гидроксид кремния и некоторые другие соединения.

Кроме того, в процессе выветривания образуются также вторичные минералы более сложного строения (алюмо- и феррисиликаты). Эти последние более высо­кодисперсны, чем первичные, и имеют исключительно важное значение в создании основного свойства почвы - ее плодородия.

Все вторичные минералы сложного состава имеют пластинчатое строение и содержат химически связанную воду. Поскольку эти минералы являются важней­шей составной частью различных глин, они получили название глинистых или глинных минералов .

Число глинистых минералов довольно велико, но в почвах наиболее широкое распространение и значение для плодородия имеют в основном три группы мине­ралов: каолинитовая, монтмориллонитовая и гидрослюдистая.

К минералам каолинитовой группы относятся каолинит и галлуазит , а также некоторые другие минералы. Каолинитовые глины содержат примерно 20-25% илистых частиц (меньше 0,001 мм), из них 5-10% частиц коллоидных размеров (меньше 0,25 микрона). Минералы этой группы довольно часто встречаются во многих типах почв. Они имеют сравни­тельно небольшую набухаемость и липкость.

Из минералов монтмориллонитовой группы в почвах наиболее распростране­ны монтмориллонит , бейделлит , нонтронит и некоторые другие. Монтмориллонитовые гли­ны обладают в отличие от каолинитовых высокой набухаемостью, липкостью и связностью. Для них весьма характерным признаком является высокая степень дисперсности (до 80% частиц меньше 0,001 мм, из которых 40-45% меньше 0,25 микрона).

Среди глинистых минералов, встречающихся в почвах, большое место принад­лежит минералам группы гидрослюд. В эту группу входят гидромусковит (иллит) {KAl 2 [(Si, Al) 4 O 10 ](OH) 2 ·nH 2 O}, гидробиотит {K(Mg, Fe) 3 [(Al, Si) 4 O 10 ] (OH) 2 ·nH 2 O} и вермикулит {(Mg, Fe 2+ , Fe 3+) 2 [(A1, Si) 4 O 10 ](OH) 2 ·4H 2 O}.

Глинистые минералы различаются по структуре.

Кристаллическая решетка различных глинистых минералов построена из од­них и тех же элементарных структурных единиц, состоящих из атомов кремния и кислорода, а также из атомов алюминия, кислорода и водорода. Кроме перечис­ленных выше элементов в состав глинистых минералов могут входить Fe, Mg, К, Мn и др. В подавляющем большинстве глинистые минералы имеют слоистое строе­ние и относятся к слоистым силикатам. Как показали новейшие рентгенографиче­ские и электронографические исследования, слои глинистых минералов состоят из сочетания кремнекислородных и кислород-гидроксилалюминиевых соединений.

Установлено, что важнейшие физико-химические и водно-физические свойст­ва почвы - емкость поглощения, гидрофильность, связность, липкость, реакция среды и многие другие - находятся в прямой зависимости от минералогического состава. Теперь известно, что доступность для растений тех или иных питатель­ных элементов в значительной мере зависит от вида минералов, содержащихся в почве, и от степени их дисперсности.

Глинистые минералы в основном сосредоточены в илистой (менее 1 мкм) фракции почв. Составом и строением минералов этой фракции в значительной сте­пени определяется поглотительная способность почвы по отношению к катионам и анионам. Чем выше емкость поглощения почвы, тем больший запас питательных элементов в ней сосредоточен, следовательно, лучше ее потенциальное плодоро­дие.

Минералы группы монтмориллонита обладают не только наибольшей степенью дисперсности, но и наибольшей поглотительной способностью (1,0-1,5 мкг-экв/кг). Эти минералы способны сильно набухать и содержат до 30% связанной воды, ко­торая не может усваиваться растениями. Присутствие минералов монтмориллони­товой группы в почвах всегда положительно сказывается на растениях, обеспечи­вает большее содержание в них необходимых питательных элементов. Однако поч­вы, очень богатые монтмориллонитом, имеют невысокую агрономическую ценность. При высыхании таких почв образуются трещины, водопроницаемость их становит­ся неодинаковой, на поверхности образуется прочная корка. Эти отрицательные свойства монтмориллонита особенно сильно проявляются на почвах, бедных гу­мусом. При достаточном количестве гумуса физико-химические свойства такой поч­вы значительно улучшаются за счет образования водопрочных органо-минеральных агрегатов. Практика показывает, что добавление в сильно деградированные песчаные почвы глин, содержащих минералы монтмориллонитовой группы, по­ложительно сказывается на плодородии.

Минералы каолинитовой группы по своим свойствам резко отличаются от монтмориллонита. Каолинит обладает очень малой емкостью поглощения (0,07- 0,10 мкг-экв/кг); он практически не набухает и содержит весьма незначительное количество воды. Почвы, в которых много этого минерала, вследствие малой ем­кости поглощения отличаются низким плодородием. Сам каолинит не содержит поглощенных оснований и поэтому не является источником питания для растений. Почвы, содержащие много каолинита, хорошо отзываются на внесение в них ка­лия и других оснований.

Минералы группы гидрослюд чрезвычайно богаты легкодоступным для расте­ний калием (до 6-7%). Емкость поглощения гидрослюд в несколько раз выше, чем у каолинита, но в два-три раза меньше, чем у монтмориллонита. Почвы, содержащие много гидрослюдистых минералов, практически не нуждаются в калий­ных удобрениях.

В трудах многих ученых отмечается активное участие глинистых минералов в повышении степени доступности фосфатов почвы, калия и микроэлементов. На­личие в почвах полуторных оксидов, а также токсичного для растений подвижно­го алюминия обусловлено составом и строением высокодисперсных (в том числе и глинистых) минералов. Таким образом, качественный и количественный состав вторичных минералов имеет одно из первостепенных значений в создании основно­го свойства почвы - ее плодородия.

§7. Характеристика жидкого агрегатного состояния.

Жидкости по своим свойствам занимают промежуточное поло­жение между твердыми телами и газами и сходны как с теми, так ис другими. По некоторым свойствам жидкости сходны с газами: они текучи, не имеют определенной формы, аморфны и изотропны, т. е. однородны по своим свойствам в любом направлении. С дру­гой стороны, жидкости обладают объемной упругостью, как твер­дые тела. Они упруго противодействуют не только всестороннему сжатию, но и всестороннему растяжению. Молекулы их стремятся к некоторому упорядоченному расположению в пространстве, т. е. жидкости имеют зачатки кристаллического строения.

Жидко­сти отличаются высокой текучестью и принимают форму того сосу­да, в котором они находятся.

Средней кинетической энергии молекулы жидкости вполне хва­тает, чтобы совершать перескоки из одного положения равновесия в другое, но этой энергии явно недостаточно для того, чтобы пол­ностью преодолеть силы взаимодействия окружающих молекул. Из жидкости вырывается лишь небольшое число наиболее быстрых молекул (процесс испарения). Тепловые движения молекул жидкости не выходят за пределы действия когезионных сил, поэтому жидкости имеют постоянный объем.

Огромную роль в свойствах жидкостей играет объем молекул, их форма и полярность. Если молекулы жидкости полярны, то происходит ассоциация (объединение) двух или более молекул в сложный комплекс (рис. 1.5). В таких жидкостях, как вода, жидкий аммиак, большую роль в ассоциа­ции молекул играет наличие так называе­мой водородной связи.

Свойства жидкостей в значительной ме­ре зависят от степени ассоциации их моле­кул. Как показывает опыт, ассоциирован­ные жидкости обладают более высокой тем­пературой кипения, меньшей летучестью. С повышением температуры комплексы распадаются и тем сильнее, чем слабее силы взаимодействия мо­лекул в комплексе.

Как уже упоминалось в начале этой главы, существуют и так называемые кристаллические жидкости или жидкие кристаллы , которые, будучи жидкостями, обладают, как и кристаллические вещества, анизотропными свойствами. Различают термотропные и лиотропные жидкие кристаллы.

Следует отметить, что частичная упорядоченность молекул характерна для целого ряда биологически важных веществ - белково-липидных систем, холесте­рина, некоторых солей жирных кислот и т. п. Строгая упорядоченность, вообще ха­рактерная для биологических систем, также определяется особым типом органи­зации макромолекулярных структур и по своей сущности является динамической. В живом организме эта упорядоченность поддерживается за счет равновесия между непрерывно идущими процессами распада и образования вещества и свя­зана с увеличением энтропии той системы, в которой находится организм.

§8. Внутреннее трение (вязкость) жидкостей.

Всякое тело при движении испытывает сопротивление среды, в которой оно движется. Если перемешивать стеклянной палочкой воду, сахарный сироп, глицерин, мед и т. п., ощущается сопротив­ление движению палочки. Сила, противодействующая движению тела, носит название силы трения.

Когда тело испытывает сопротивление движению со стороны своих же частиц, противодействующая сила называется внутрен­ним трением или вязкостью . Таким образом, вязкость - это внут­реннее трение, проявляющееся при относительном движении со­седних слоев жидкости и зависящее от сил сцепления (взаимодей­ствия) между молекулами . Во всех жидкостях при перемещении одних слоев относительно других возникают более или менее зна­чительные силы трения, направленные по касательной к поверхно­сти этих слоев. Сила внутреннего трения F прямо пропорциональна площади S трущихся друг о друга слоев жидкости и скорости их движения dU и обратно пропорциональна расстоянию этих слоев dx один от другого:

При выражении силы трения F в ньютонах, dx в м, dU в м/с, a S в м 2 , получим

Вязкость является величиной, характерной для данной жид­кости.

Жидкости, подчиняющиеся уравнению (I.31), получили назва­ние ньютоновских. Однако есть жидкости, которые не подчиняются этому уравнению, например растворы высокомолекулярных соеди­нений.

Вязкость жидкостей в значительной степени зависит от темпе­ратуры: с повышением её вязкость жидкости понижается.

Величина, обратная вязкости, т. е. 1/η, называется текучестью. Эфир, этиловый спирт являются легкотекучими или легкопо­движными, а глицерин, деготь - труднотекучими, или, иначе, ма­лоподвижными жидкостями.

Значение вязкости в природе очень велико. В биологических системах она влияет на протекание ряда важнейших процессов в живом организме. Большую роль вязкость играет в различных технологических процессах в промышленности. В частности, ско­рость движения различных жидкостей по трубам в основном зави­сит от вязкости транспортируемой жидкости.

С понижением вязкости жидкости при нагревании связано по­вышение электрической проводимости растворов электролитов (проводников второго рода).