Глини та глинисті мінерали. Дивитись що таке "Глинисті мінерали" в інших словниках

39. Глинисті мінерали (загальні характеристики). Чим пояснюється вологоємність глин? Їхні сорбційні властивості.

Глинисті мінерали. В осадових породах глинисті мінерали поширені широко. Вони становлять велику і складну групу шаруватих та шарувато-стрічкових силікатів та алюмосилікатів. Структура їх шарувата або шарувато-стрічкова. Окремі шари утворені зв'язаними між собою тетраедрами та октаедрами. У вершинах тетраедрів розташовуються іони кисню, у центрі - кремнію (іноді алюмінію у четверній координації). У вершинах октаедрів розташовуються іони кисню та гідроксилу, у центрі -

алюмінію, заліза, магнію (шестерня координація). Октаедричні шари можуть бути повністю заселені (тріоктаедричні) і частково - з кожних трьох заселені два (діоктаедричні). Ці шари утворюють двошарові (один шар тетраедрів та один шар октаедрів) та тришарові (два шари тетраедрів із укладеним між ними шаром октаедрів) пакети. Зв'язок між шарами здійснюється через кисень і гідроксил, що є загальними вершинами тетраедрів та октаедрів. Просторові грати каолініту є набір двошарових пакетів товщиною (міжплощинна відстань) 0,71-0,72 нм. Базальні відображення 001 першого порядку 0,71-0,72, другого - 0,355-0,360, четвертого - 0,1775-0,1800 нм.

У гідрослюди грати складається з набору тришарових пакетів товщиною 1,0- 1,02 нм. Базальні відображення ОО1першого порядку 1,00-1,02, другого – 0,50-0,51, четвертого – 0,250-0,255 нм.

Просторові грати монтморилоніту утворені тришаровими пакетами, між якими укладені шари води та обмінних катіонів. Зміст останніх може сильно змінюватися, тому і міжплощинна відстань у монтморилоніту змінюється в широких межах - від 0,96-1,001 нм за відсутності води та обмінних катіонів до 1,7-1,8 нм і більше при високому вмісті води та обмінних катіонів (середня значення при нормальній вологості приблизно дорівнює 140-150 нм).

Поряд із звичайними глинистими мінералами існують складніші утворення – змішано-шарові зростки мінералів. Просторові грати таких зростків складається з пакетів, що належать різним мінералам: монтморилоніту та хлориту (У=2,80 нм), гідрослюді та каолініту (й=1,70 нм), монтморилоніту та каолініту. (з 1= 2,10-2,30 нм) та ін. Ці мінеральні утворення є своєрідними «гібридами» і рядом вчених розглядаються як епітаксичні зрощення.У вивченні їх особливо велике значення має рентгенівський аналіз – єдиний метод, що дозволяє виявляти ці зростки.

За походженням глинисті мінерали можуть бути як аутигенними, так і алотигенними утвореннями. Через високий ступінь дисперсності діагностика їх скрутна звичайними методами кристалооптичного та хімічного аналізу. Вивчення глинистих мінералів при масовій роботі петрографа має бути комплексним із застосуванням оптичного, хроматичного та крапельного аналізів. Паралельно деяка частина зразків повинна вивчатися точними методами: рентгенівським, термічним та електрономікроскопічним. Зведення оптичних та інших властивостей глинистих мінералів дана в табл. 72-74.

Загальними характеристиками всіх глинистих мінералів є: 1) незначні розміри їх кристаликів; 2) хімічний склад (АI2О3, SiO2, Н2О, іноді До, причому АI і Si в деяких мінералах заміщаються іншими елементами, особливо Мg, Fе); 3) пластинчаста або луската форма, обумовлена ​​будовою решітки, і 4) деякі оптичні властивості - невисокі показники заломлення, здебільшого трохи вищі, рідше трохи нижчі, ніж у канадського бальзаму; у кристалічно-моноклинна сингонія.

Твердість (2,5) та уд. вага (2,40-2,59) визначені тільки для каолініту. Колір у каолініту і галуазиту білий (безбарвний), в інших мінералів цієї групи іноді спостерігається жовтувате, червоне, синювате або зелене забарвлення.

ВЛАСТИВОСТІ ГЛИНИСТИХ ПОРІД

Знаючи фактори, що визначають властивості глинистих порід, та методи оцінки мінерального складу та мікроструктури, спробуємо пояснити природу деяких важливих та вельми специфічних властивостей глин, що мають велике значення у житті людей.

Набухання

Під набухання розуміють здатність глинистих порід збільшувати обсяг у процесі взаємодії з водою або водними розчинами. Процес набухання супроводжується збільшенням вологості, об'єму породи та виникненням тиску набухання.

Набухання глинистих порід є їх важливою властивістю, яку необхідно враховувати при проведенні будівельних робіт та експлуатації інженерних споруд. Недооцінка набрякуючої здатності глин може призвести до серйозних наслідків та аварій. Пояснюючи природу набухання глин, слід зазначити, що цей процес проходить у дві стадії: перша стадія – адсорбційне або внутрішньокристалічне набухання, друга – макроскопічне чи “осмотичне” набухання. На першій стадії глиняна порода вбирає вологу за рахунок адсорбції молекул води поверхнею глинистих частинок та міжшаровими проміжками кристалічних ґрат глинистих мінералів. Ця стадія мало впливає зміна обсягу породи. На другій стадії набухання поглинання вологи здійснюється за допомогою осмотичного тиску. Воно виникає поблизу поверхні глинистих частинок за рахунок надлишкової концентрації численних обмінних катіонів віддисоційованих (що відійшли) з поверхні глинистих частинок розчин. Основне збільшення обсягу набухає глинивідбувається саме на цій макроскопічній стадії.

Величина та характер набухання глинистих порід визначаються багатьма факторами, основними з яких є мінеральний склад, дисперсність та структура. Найбільше набухання мають глинисті породи, у складі яких є глинисті мінерали з рухомою кристалічною структурою (наприклад, монтморилоніт), найменшим - мінерали з більш жорсткою кристалічною структурою (каолініт). Сильне впливом геть набухання глин надає та його структура, у своїй визначальне значення має характер структурних зв'язків.

Глинисті породи, що мають переважну орієнтацію структурних елементів, характеризуються яскраво вираженою анізотропією набухання. Найбільше набухання відзначається у напрямі, перпендикулярному орієнтації частинок. У процесі набухання відбувається істотна перебудова вихідної мікроструктури глинистої породи.

Особливу складність представляє розгляд властивостей міцності глинистих порід у зв'язку з їх специфічною поведінкою при взаємодії з водою. Добре відома втрата міцності при зволоженні глин, коли вони з щільних і високоміцних порід перетворюються на пластичні або рідкісні тіла.

Подробиці Створено 10.08.2011 21:00 Оновлено 30.05.2012 04:39 Автор: Admin

Мінералогічний склад глин характеризується наявністю деяких специфічних глинистих мінералів.

До них відносяться каолініт, галуазит, монотерміт, гідрослюди, монтморилоніт, бейделліт та ін. Поряд з ними в глинах містяться й інші високодисперсні мінерали, присутні в них як домішки. Мінерали, що становлять глини, прийнято групувати за характерними властивостями:

Основні властивості деяких їх представлені в таблиці нижче.

Каолініт- широко поширений глинистий мінерал, за складом водний алюмосилікат (моноклінний), має шарувату будову, в природі зустрічається у вигляді гексагональної або неправильної форми лусочок розміром близько 1 мк. Блиск лусочок і пластинок перламутровий, жирний на дотик, об'ємна вага 1,8-2,2 г/см 3 теплота змочування 1-2 ккал/г, має гідрофільні властивості, з водою утворює пластичне тісто, але слабо набухає і мало адсорбує воду та розчинні в ній речовини; у кислому середовищі стійкий; входить до складу різних глин.

Монотерміт- нині не виділяється як самостійний глинистий мінерал. За даними Ю. А. Русько та В. П. Ананьєва, він являє собою тонку механічну суміш гідрослюди та каолініту. Набухання та ємність поглинання у монотермітів виражені сильніше, ніж у каолінітів.

Цей мінерал відкритий Г. К. Куманіним у Годинно-Ярській вогнетривкій глині. Є складовою дуже пластичних вогнетривких глин (Годин-Яр в Україні, Бускуль на Уралі та ін.).

Гідролюда- один з різновидів гідрослюд, найбільш поширений у глинах. Характеризується формою ізометричних слюдоподібних пластинок або лусочок різної товщини, іноді зі слідами розщеплення та сколювання; має гідрофільні властивості. Мінерали гідрослюдистої групи в легкоплавких глинах переважно містяться у фракції з розміром частинок менше мікрона.

Монтморилоніт- широко поширений глинистий мінерал, що має кілька різновидів за складом, будовою та властивостями: тонколускатий, подовженолускатий, крупнолускатий. Відрізняються один від одного за ступенем набухання - перший сильно набухає (може збільшуватися в обсязі до 20 разів), другий не набухає або погано набухає, а третій займає проміжне положення між ними за ступенем набухання
монтморилоніту. Є складовою відбілюючих (флоридинових і бентонітових) глин і глин, що мають високу пластичність Чисті монтморилонітові глини видобуваються на Кавказі, Криму та інших місцях. Легкоплавкі глини містять залізисті різновиди монтморилоніту. Монтморилоніт більш багатий крем'яною кислотою, ніж каолініт. Мінерали монтморилонітової групи, так само як і гідрослюдисті мінерали в легкоплавких глинах, в основному містяться у фракції з розміром частинок менше одного мікрона.

Глинисті мінерали- Група водних силікатів, що складають основну масу глинистих відкладеньта більшої частини ґрунтівта визначальних їх фізико-хімічні, механічні та ін. властивості.

Глинисті мінерали є продуктом вивітрюванняпереважно алюмосилікатіві силікатів магматичних та метаморфічних гірських порід на денній поверхні У процесі вивітрювання глинисті мінерали зазнають стадійних перетворень структури та хімічного складу залежно від зміни фізико-хімічних умов середовища вивітрювання та седиментації. Розміри частинок глинистих мінералів у глинах переважно не перевищують 0,01 мм. За кристалічною структурою глинисті мінерали відносяться до шаруватих або псевдошарових силікатів.

Висока питома поверхня, ізоморфні заміщення, велика кількість сколів кристалічних ґрат і нескомпенсованих зарядів надає глинистим мінералам катіоннообмінну здатність. Також вони здатні хімічно зв'язувати воду.

До складу мінералів входять шари, що складаються з кремнекисневих тетраедріві алюмогідроксильних октаедрівці шари об'єднуються в елементарні пакети, сукупність яких формує частинку мінералу. За набором шарів у пакеті розрізняють кілька груп глинистих мінералів:

Група каолініту(каолініт, галуазит) c пакетом, що складається з одного шару октаедрів та одного шару тетраедрів. Пакети міцно пов'язані між собою і щільно прилягають один до одного, в результаті чого молекули води і катіони металів не можуть входити в міжпакетний простір і мінерал не набухає у воді, а також має низьку ємністю катіонного обміну(ЕКО).

Група монтморилонітуабо група смектіта(монтморилоніт, нонтроніт, бейделітта ін) з тришаровим пакетом виду тетраедр-октаедр-тетраедр. Зв'язок між пакетами слабкий, туди проникає вода, через що мінерал сильно набухає. Відрізняється високою ЕКЗ (до 80-120 мг-екв на 100 г).

Група гідрослюд ( гідробіотит, гідромусковітта ін) також з тришаровим пакетом, але сильним зв'язком між ними. Майже не поглинають воду і не набухають у ній. Вирізняються високим змістом каліюоскільки його іонний радіус дозволяє йому входити в порожнечі структури мінералу.

Група хлоритуз чотиришаровою структурою, що набухає.

Група змішаношарових мінералів із чергуванням пакетів різних типів. Носять назви виду ілліт-монтморилоніт, вермікуліт-хлорит і т. п., властивості сильно варіюють

3. Розвиток хімії ґрунтів у XVIII-XIX ст.

Початок систематичних досліджень хімічних властивостей ґрунту і

складових її речовин відноситься до XVIII ст. Багато досліджень

кінця XVIII – початку XIX ст. вплинули на хід подальшого

розвитку науки. Головне значення мали дослідження трьох

найважливіших проблем: 1) ґрунтового гумусу; 2) поглинальної здатності

ґрунтів; 3) теорія мінерального харчування рослин.

Серед найважливіших слід назвати роботу Ф. Ахарда (1786), який

дією розчину лугу на ґрунт і на торф отримав темно-

бурий розчин. Додавання до лужного екстракту сірчаної кислоти

викликало випадання темного, майже чорного осаду. Ця речовина пізніше

отримало назву гумінової кислоти, а спосіб її виділення, використаний

Ахардом, з деякими модифікаціями зберігся до

наших днів. Десятьма роками пізніше Л. Вокелен виділив аналогічне

речовина із стовбура старого в'яза, із лужного екстракту камеді, виділеної

старим в'язом. Т. Томсон в 1807 р. назвав цю речовину вул.

міном (від ulmus – в'яз).

Постановка експериментальних робіт з виділення та аналізу

специфічних темнозабарвлених органічних речовин із ґрунту в тій

чи іншою мірою була пов'язана з гумусовою теорією харчування рослин, яку

дуже чітко сформулював шведський вчений І. Валлеріус у

книзі "Основи сільськогосподарської хімії" (1761). Він вважав, що

головною поживною речовиною для рослин є гумус, тоді

як інші складові ґрунту тільки створюють сприятливі умови

для поглинання гумусу рослинами. Цю теорію сформулював

та широко пропагував професор Берлінського університету

А. Теєр (1752-1828), але після досліджень Ж. Б. Буссенго у Франції

та Ю. Лібіха у Німеччині можливість прямого засвоєння рослинами

складних органічних речовин грунту була практично відкинута

агрохіміками, хоча у середині XX ст. ця проблема знову набуває

дискусійний характер. Дослідження 60-70-х років. XX ст. із застосуванням

гумусових речовин, мічених 14С, підтвердили можливість

надходження високомолекулярних гумусових кислот у рослини через

кореневі системи, хоча розміри такого надходження та його реальна

роль у природних чи агробіоценозах залишаються нез'ясованими.

Дослідження Ахарда та його сучасників мали не лише агрономічне,

а й самостійне грунтово-хімічне значення. Вже з

початку ХІХ ст. з'являється ціла серія експериментальних досліджень

своєрідних, не відомих на той час, органічних сполук -

гумусових кислот, які витягали з ґрунтів чи природних вод.

Детальні дослідження складу, розчинності, взаємодії

гумусових кислот з солями та аміаком були виконані І. Деберей-

Нером (1822), К-Шпренгелем (1826), й. Я. Берцеліусом (1833), а в

період з 1840 до 1860 р. – Г. Мульдером та російським дослідником

Р. Германом. Одночасно робляться спроби отримання штучних

гумінових кислот (Булле, Малагуті та ін.).

Слід наголосити, що у XVIII і XIX ст. питання сільськогосподарської

хімії та хімії ґрунтів зокрема, перебували в центрі уваги

багатьох великих хіміків. Серед них був Й. Я-Берцеліус, детально

досліджував властивості гумусових кислот.

Єне Якоб Берцеліус(1779-1848), великий шведський вчений, був

одним із найкращих хіміків свого часу. Він був членом багатьох академій,

зокрема іноземним членом Петербурзької Академії наук.

Берцеліус створив електрохімічну теорію хімічних сполук,

з високою точністю визначив атомні ваги близько 50 елементів, підтвердив

закон постійних та кратних відносин, створив таблицю атомних

мас, відкрив ряд нових елементів, розробив нові методи аналізу

та обладнання для хімічних робіт (промивання, хімічні

склянки та ін.). Їм було створено номенклатуру, запропоновано символи

хімічних елементів та способи накреслення хімічних формул, що використовуються

з невеликими змінами і досі. Для

хімії ґрунтів найбільший інтерес представляють його дослідження мінералів.

Берцеліус вперше ввів термін «силікати» для кремнійсодер-

спраглих мінералів і встановив, що співвідношення оксидів металів і

кремнію в силікатах різне і становить 1:1, 1:2 та 1:3. Це дозволило

розділити силікати на великі групи. Розроблений ним

спосіб вираження складу мінералів за кількістю окислів, що входять до них

не втратив свого значення і тепер. Друге найважливіше для ґрунтознавства

напрям у роботах Берцеліуса - вивчення гумусових

кислот. З природних вод він виділив дві нові речовини та запропонував

для них назви «кренова» та «апокренова» кислоти, а з розкладається

деревини виділив гумінову кислоту. У «Підручнику хімії

»(1839) Берцеліус відводить великий розділ хімії гумусових речовин.

Він розглядає процеси перетворення рослинних решток

у перегній, описує властивості виділених ним гумусових кислот

та їх сполук з калієм, натрієм, амонієм, барієм, кальцієм, магнієм,

глиноземом, марганцем, залізом, свинцем, міддю, ртуттю, сріблом.

У сучасних підручниках хімії найважливішому класу природних

органічних сполук - гумусових кислот -не приділяється, на жаль,

практично ніякої уваги.

Другий найважливіший етап у розвитку експериментальної хімії ґрунтів

пов'язаний з вивченням явища катіонообмінної здатності ґрунтів. Англійська

фермер Г. С. Томпсон встановив, що якщо промивати колонку

з ґрунтом, до якого попередньо доданий (NH4)S04, водою, то в

витікає з колонки розчині утворюється CaS04. Результати дослідів

своїх дослідах хіміку Королівського сільськогосподарського товариства

Дж. Т. Уею, який негайно розгорнув експериментальні дослідження

зробив наступні найважливіші висновки.

1. Катіони Na+, K+, NH4+, додані до ґрунту у вигляді сильних солей

кислот, поглинаються ґрунтом, і замість них у розчині з'являються

еквівалентні кількості кальцієвих солей, тобто відбувається реакція,

описується рівнянням:

грунт +2КС1-»-К2-грунт + СаС12.

2. Катіони у вигляді гідроксидів або карбонатів поглинаються ґрунтом

повністю без витіснення із ґрунту кальцію або аніонів.

3. Кальцієві солі сильних кислот (нітрати, хлориди та сульфати)

ґрунтом не поглинаються.

4. Поглинання катіонів здійснюється глинистими частинками

грунту, тоді як пісок та органічна речовина не грають суттєвої

5. Нагрівання ґрунту або обробіток його кислотою порушують здатність

грунту поглинати катіони.

6. Поглинання відбувається дуже швидко, практично миттєво.

7. Збільшення концентрації доданої солі підвищує кількість

поглинених ґрунтом катіонів.

8. Поглинання катіонів відбувається необоротно.

9. Ґрунти здатні поглинати фосфати.

Далеко не всі висновки Уея були згодом підтверджені; явно

помилковим був висновок про роль органічної речовини, про нездатність

ґрунти поглинати кальцій. У реакціях обміну, очевидно,

брали участь іони водню, що могло створити враження про повне

поглинання карбонатів та гідроксидів без супутньої обмінної

реакції. Незважаючи на це, основні положення залишаються справедливими

і в наші дні, а виконані Томпсоном та Уеєм експерименти послужили

відправною точкою для розвитку нового наукового спрямування,

яке в даний час представлено не тільки вченням про поглинання

тельної здатності грунту, а й широким застосуванням у різних

галузях науки та виробництва методів та технологічних процесів з

застосуванням іонообмінників. Значення робіт Уея для наступного

розвитку науки виявилося настільки великим, що професор університету

штату Кентуккі (США) Г. Томас назвав його «батьком хімії ґрунтів».

Відкриття іонного обміну в ґрунтах не відразу і далеко не повністю

було оцінено сучасниками. Навіть такий досвідчений та ерудований

хімік, як Ю. Лібіх, відмовився визнати експерименти правильними,

а потім знадобилося близько 30 років для того, щоб зробити новий крок

у вивченні закономірностей обміну. Тільки період 1877-1888 гг.

Ван Беммелен показав, що інші катіони, крім Са2+, можуть бути

витіснені з ґрунтів розчинами солей.

Якоб-Мартен ван Беммелен (1830-1911) – знаменитий голландський

хімік, один із засновників вчення про адсорбцію. Він провів великі

дослідження хімії природних тіл, вивчав ґрунти та природні

води. Особливого значення у формуванні поглинальної здатності

грунтів Беммелен надавав фізичному стану ґрунтового дрібнозему,

спираючись на властивості колоїдних систем загалом. У ґрунтах, по

його думку, містяться колоїдні аморфні речовини, які дають

сполуки змінного складу, що не підкоряються стехіометричним

законів. Такого роду сполуки він назвав «адсорбційними сполуками

». Як конкретні носії поглинальної здатності

грунтів Беммелен вказував на цеолітоподібні силікати, колоїдні

кремнекислоту, гідроксиду заліза, гумус, залишки організмів.

На початку ХІХ ст. відноситься і розвиток уявлень про кислотно-

основні властивості ґрунтів. У 1813 р. вийшла книга найбільшої англійської

хіміка Гемфрі Деві (1778-1829), згодом президента

Лондонського Королівського товариства, «Основи сільськогосподарської хімії

». У цій книзі підкреслювалася особлива роль вапна, яка,

Деві, розчиняє твердий рослинний матеріал і тим самим покращує

умови харчування рослин та сприяє створенню гарної

структури ґрунту. Він запропонував метод визначення карбонату кальцію

у ґрунті шляхом обробки ґрунту кислотою та наступного визначення

у кислотній витяжці кальцію (методом осадження) або за обсягом виділилася

двоокису вуглецю. Американський дослідник Е. Руф-

фін спробував застосувати метод Деві до американських ґрунтів і в результаті

спеціальних дослідів дійшов висновку, що завдання вапнування

полягає в нейтралізації ґрунтової кислотності. Книга

Руффіна «Етюди про вапняні добрива» вийшла в 1832 р., але тільки

до початку XX ст. були продовжені дослідження ґрунтової кислотності.

Розвиток третього напряму в хімії ґрунтів – теорії мінерального

харчування рослин - пов'язане з ім'ям Ю. Лібіха. Юстус фон Лібіх

(1803-1873) зіграв дуже велику роль у розвитку теоретичної

та експериментальної хімії ґрунтів. Інтереси Лібіха були дуже

різнобічні; його часто відносять до фахівців у галузі органічної

хімії, і вважається, що його внесок у розвиток органічної хімії

порівняємо лише зі значенням робіт Берцеліуса у неорганічній хімії.

Водночас важко переоцінити значення його робіт для розвитку

фізіологічної хімії, біохімії та агрохімії. Лібіх провів численні

аналізи рослин та досліди з впливу калійних та фосфатних

солей на розвиток культурних рослин на піщаному ґрунті.

У книзі «Органічна хімія у додатку до землеробства та фізіології» 1840 р. він показав, що рослини потребують не тільки вуглецю,

кисні, водні та азоті, але також у фосфорі, калії, кальції, сірці,

магнію, залізі і навіть кремнії. Вивчаючи питання агрохімії, Лібіх не

обмежився лише вирішенням теоретичних питань, але на основі

розплавів карбонату калію та натрію приготував штучне добриво.

Перші фабричні добрива, щоправда, виявилися неефективними.

Було б неправильно, однак, зводити значення праць Лібіха в області

агрономічної хімії лише до проблеми мінерального харчування

рослин та внесення добрив. Роботи Лібіха вплинули на наступне

розвиток проблем доступності елементів мінерального живлення

рослинам, їх рухливості у ґрунтах і, як наслідок, проблеми хімічних

рівноваг мінеральних компонентів у системі ґрунт - ґрунтовий

Глини та глинисті мінерали
Розрізняють поняття "глинисті породи", "глинисті мінерали", "глини". У той самий час чітких визначень цих понять немає. У різних авторів вони трактуються з тими чи іншими видозмінами. Викладений нижче матеріал дається з робіт П.П. Авдусіна, Є.М. Сергєєва, Р.Є. Грімма, Ж. Мілло, Л.І. Кульчицького, Н.Я. Денисова, В.Д. Ломтадзе, А.М. Ломтадзе, А.К. Ларіонова та ін.
Глинисті породи - це велика група тонкодисперсних осадових порід, що займає проміжне положення між уламковими і хімічними породами походження. У їх складі поряд з уламковими частинками містяться тонкодисперсні, розміром менше 0,002 мм.
Серед пелітової фракції уламкових порід, до якої належать глинисті частинки, розрізняють грубі пеліти (0,002-0,001 мм) та тонкі пеліти (менше 0,001 мм).
Саме у порід, що складаються з частинок розміри яких менше 0,002 мм, найбільш чітко проявляються характерні "глинисті" властивості (пластичність, липкість, низька водопроникність, велика ємність поглинання).
За умов утворення глинисті породи можуть бути континентальними, лагунними та морськими.
У роботі дається класифікація глинистих порід за окремими ознаками: 1) за ступенем літіфікації – глинистий мул, глина м'яка, глина ущільнена, аргіліт, сланцевий аргіліт; 2) за вмістом глинистих (менше 0,002 мм) і пилуватих (від 0,002 до 0,05 мм) частинок - глина, глина пилувата, глина піщана, суглинок, суглинок пилуватий, супісок; 3) за складом глинистих мінералів -, гідрослюдисті, монтморилонітові, полімінеральні; 4) за вмістом карбонатного матеріалу – глина, глина вапняна мергелиста, мергель глинистий, мергель, мергель вапняний.
Глинами в інженерно-геологічній практиці називають токодисперсні осадові породи, у складі яких міститься щонайменше 30 % частинок діаметром менше 0,002 мм. Глини мають зв'язковість і пластичність в природному стані або при штучному зволоженні водою, а при висиханні зберігають надану їм форму. З усіх відомих ознак глин лише ці ознаки є стійкими та легко встановлюваними. Відповідно до Р.Є. Грімму, термін "глина" вживається як назва породи, а також для позначення порід, що мають певний розмір частинок (менше 2 мкм). Загалом під глиною мають на увазі природний землистий, тонкозернистий матеріал, який при змішуванні з обмеженою кількістю води виявляє пластичність.
Основну роль формуванні властивих глинам властивостей грають глинисті мінерали, під якими розуміються компоненти, що становлять основу глин, що є групою шаруватих і слоисто-стрічкових силікатів і мають кристалічну структуру.
Серед глинистих мінералів найбільш поширені , гідрослюди (ілліти) та монтморилоніти. Між собою вони відрізняються будовою кристалічної решітки з особливостями властивостей мінералів і, отже, властивостей глин і глинистих порід.
Глинисті мінералиутворюються в результаті зміни первинних мінералів (польових шпатів, слюд, хлоритів тощо) а також в результаті випадання у вигляді гелів з колоїдних та хімічних рестворів.
З урахуванням переважаючого вмісту того чи іншого глинистого мінералу виділяють такі основні типи глин: , гідрослюдисті та монтморилонітові. Каолінітові глини мають континентальне походження (глини кори вивітрювання, озерні, болотні, річкові, опріснені лагуни) і утворюються зазвичай у кислому середовищі; гідрослюдисті можуть бути як континентальними, так і морськими, формуються в кислому, нейтральному та лужному середовищах; монтморилонітові мають морське походження і утворюються переважно в лужному середовищі.
Властивості глин та їх відхилення від неглинистих матеріалів значною мірою залежать від кристалохімії їх поверхонь. Цей чинник було включено до визначення поняття "глинистий мінерал", дане Є.М. Сергєєвим та Р.І. Злочевській. Під глинистим мінералом пропонується розуміти високодисперсні та відносно стабільні мінеральні сполуки груп водних силікатів шаруватої або шарувато-стрічкової будови, що утворилися переважно у процесі хімічного вивітрювання гірських порід. Їхня висока дисперсність, що характеризується колоїдними та близькими до них розмірами частинок, досягається завдяки специфіці властивостей базальних поверхонь мікрокристалів цих частинок.
Розгорнуте визначення глинистого мінералу з позицій гідратації базальних поверхонь надано Л.І. Кульчицьким. Глинистими мінералами він називає кристалічні водні силікати, що характеризуються такими критеріями: 1) шаруватим або ланцюжково-шаруватим типом структури; 2) високим ступенем дисперсності (розміри кристалів менше 1-5 мкм); 3) переважанням адсорбційних центрів щодо катіонів та молекул води на базальних поверхнях; 4) меншою енергією адсорбції на центрах першої категорії (базальних поверхнях) порівняно з енергією адсорбції на центрах другої категорії, що спричиняє велику поверхневу дійссоціацію глинистих мінералів у воді; 5) поверхневою дисоціацією обмінних катіонів у водному середовищі, внаслідок чого поблизу базисів розвиваються глинисті частинки дифузно-гідратного шару; 6) сильним набуханням при взаємодії з водою та водними розчинами електролітів. Вважається, що таке багатостороннє розкриття поняття "глинистий мінерал" визначає специфіку цієї групи мінералів як з точки зору кристалолохімії та колоїдної хімії, так і з точки зору інженерної геології.
Під глиною Л.І. Кульчицький розуміє високодисперсну систему "глинисті мінерали - вода", що має певну коагуляційну структуру, всі контакти між елементами якої можуть здійснюватися через прошарки води з аномальними реологічними властивостями.
Які ж форма та розміри глинистих частинок? Як зазначалося, до глини відносяться породи з переважанням частинок розміром менше 0,002 мм.
Наведемо розміри глинистих частинок, отримані Р.Є. Гриммом із використанням електронної мікрофотографії. Частинки каолініту є добре освіченими шестикутними лусочками, часто з переважним подовженням в одному напрямку. Найбільші розміри у площині лусочок коливаються від 0,3 до 4 мкм, а товщина – від 0,05 до 2 мкм. Можуть бути і більші частинки. Монтморилоніт на фотографіях постає у вигляді безладно розпливчастої маси надзвичайно малих частинок. Окремі частинки мають товщину близько 0,002 мкм. Деякі монтморилоніти порівняно легко руйнуються до лусочок з товщиною, що наближається до висоти одного елементарного осередку. Розміри поверхні лусочок приблизно 10-100 разів перевищують товщину частинок. Ілліт проявляється у вигляді невеликих нечітко позначених лусочок, деякі з них мають чітку гексагональну форму. Товщина тонких частинок приблизно 3 нм, діаметр від 0,1 до 0,3 мкм. У цілому нині, відповідно до Р.Є. ГримМу, для частинок каолініту відношення діаметра лусочки до товщини складає (2-25),:1, а для монтморилоніту -(100-300): 1.
Глиниста порода, як і будь-яка гірська порода, є природною трифазною системою, що включає мінеральний компонент, воду і газову складову . Ця система безперервно змінюється у часі під впливом зовнішніх та внутрішніх причин (в основному температури та тиску). Як зазначають Г.К. Бондарік, AM. Царьова та В.В. Пономарьов, склад, стан та властивості гірської породи (у тому числі і проникність) залежать від умов її формування та подальшої історії розвитку. Це особливо яскраво проявляється в глинистих породах, які в порівнянні з іншими породами є найбільш динамічними системами, що досить інтенсивно змінюють свій вигляд на різних стадіях літогенезу і надзвичайно сприйнятливі щодо структурно-текстурних особливостей і властивостей до зовнішніх і внутрішніх впливів. У цьому коротко зупинимося на поняттях структури і текстури глинистих порід, використовуючи при цьому уявлення, розвинені у роботі .
Під структурою гірської породи взагалі, і глинистої зокрема, розуміється її будова, що визначається розміром та формою структурних елементів (блоків, агрегатів, зерен та ін.), характером їх поверхонь та кількісним співвідношенням між різними структурними елементами. Під текстурою гірської породи розуміється взаємне розташування структурних елементів та його просторова орієнтація. Структура системи, її текстура та властивості взаємопов'язані.
Текстура породи успадковує і відбиває риси обстановки літогенезу. Тому заслуговує на увагу встановлення залежностей між кількісними показниками структури породи та процесів, що зумовили формування гірської породи, в тому числі її текстури. Це своє чергу дозволило б підійти до реконструкції обстановки, у якій відбувалося формування породи.
У роботі висловлюється цікава думка про те, що деформація породи є як би "пам'яттю" породи, в якій відображені відомості про її формування та розвиток,

Глинисті мінерали, що тампонують пори, в основному волокна іллі-та (рис.3-14с), пов'язані по всьому поровому простору. Цей тип є основною причиною зниження проникності, оскільки тампонаж найпростіше досягається в протоках, а також він знижує розмір пір. Вплив на пористість менший, оскільки мікропористість зберігається між дуже тонкими волокнами.

Глинисті мінерали в шельфових опадах мають переважно уламкове походження, та його розподіл частково відбиває розбіжності у джерелі походження. Багатий монтморилонітом осад на півночі відбувається за рахунок збагачених вапном ґрунтів, тоді як каолініт-ілліт-монтморилонітові глини півдня відображають їх походження з більш лужних ґрунтів. Розподіл глин по шельфу також по-різному, на нього впливає те, що монтморилоніт осаджується переважно в глибших, віддалених від берега водах. Ілліт і каолініт концентрується ближче до берега, такі ж співвідношення зазвичай спостерігаються і в давніх розрізах.

Глинисті шаруваті мінерали можуть також оборотно поглинати та віддавати оксигідрильні угруповання. Крім того, внаслідок особливого розташування цих угруповань на поверхні глинистих частинок вони мають специфічну рухливість. Ці властивості відрізняють ОтН„-угруповання глинистих мінералів від адсорбованої води і дозволили виділити їх у самостійну групу - «міжшарова вода».

Глинисті мінерали групи гідрослюд і монтморилоніту мають важливу здатність акумулювати хімічні елементи, необхідні для розвитку трав'янистих рослин. Тому в умовах північних лісів породи, багаті на ці мінерали, більш сприятливі для утворення дерново-підзолистих ґрунтів, ніж породи, позбавлені гіпергенних силікатів, на яких формуються підзолисті ґрунти. Переповнення ґрунтоутворювальної породи уламковим кварцем створює умови дефіциту елементів живлення для рослин. Це також справедливо для рідкісних і розсіяних хімічних елементів. Досить згадати явище нестачі міді та деяких інших розсіяних елементів у вилужених ґрунтах, сформованих на водно-льодовикових та давньоалювіальних піщаних відкладах.

Глинисті мінерали здатні сорбувати такі неіонні водорозчинні речовини, що містяться в стічних водах, як полімери типу полівінілового спирту (ПВС) і полівініл піролідону (ПВП). Ці речовини мають широке застосування у різних галузях промисловості (зокрема, текстильної та інших.). Молекули цих полімерних речовин мало піддаються біологічному розкладанню. Смектити, у тому числі монтморилоніт, іліти та інші глинисті мінерали, здатні активно сорбувати ПВС та ПВП різної молекулярної ваги з водних розчинів (рис. 2.3.5).

Глинисті мінерали активно сорбують пестициди та інші низькомолекулярні органічні забруднювачі. Механізм сорбції та її інтенсивність залежать від хімічної будови молекул та водних молекулярних комплексів пестицидів, зокрема наявності у них іоногенних та неіоногенних груп. Найбільш активно сорбуються іоногенні (катіонні) пестициди та інші низькомолекулярні органічні забруднювачі. Однак є дані про те, що монтморилоніт здатний сорбувати неіонні пестициди за іонообмінним механізмом. На величину сорбції пестицидів глинистими мінералами великий вплив надає pH порового розчину (рис. 2.3.8).

Глинисті мінерали, що покривають пори (по суті, іліт, хлорит і монтморилоніт), утворюють на стінках пір тонкий шар лусочок, паралельних або перпендикулярних стінці пори (мал.3-14Ь), але зростання не поширюється далеко в поровий простір. Між лусочками може бути значна мікропористість, хоча діаметр пор менше 1 цм. Цей тип аутигенних глинистих мінералів істотно знижує проникність, а також впливає на багато електричних властивостей породи, оскільки може сильно збільшувати площу поверхні.

Глинисті мінерали є вторинними алюмосилікатами із загальною хімічною формулою «5Ю2А1203-тН20 і характерним молярним ставленням БЮ2: А1203, що змінюється від 2 до 5.

Запаси глинистих мінералів у СРСР практично невичерпні. Зокрема, поданим М. С. Мерабішвілі та Г. А. Мачабелі на території Радянського Союзу відомо вже близько 400 родовищ та проявів бентонітових глин. Якщо врахувати дешевизну природних сорбентів, а це відіграє велику роль при включенні того чи іншого реагенту в технологічну схему очищення води, то можна вважати, що високодисперсні мінерали раціонально використовувати як добавку перед введенням коагулянтів з метою повнішого видалення з води хвороботворних мікроорганізмів. ..]

Алевритові та алевритово-глинисті мули витіснені на периферію апвеллінгових зон і поширені або у зовнішній частині шельфу, або в нижній половині материкового схилу. Так, дрібноалевритові мули зустрічаються на окремих ділянках у зовнішній частині перуанського шельфу (7-10 ° пд. ш.). Вони на 80% складені зернами кварцу, решта посідає уламки метаморфічних порід (10 %), плагіоклази (1 %) і калієві польові шпати (7 %). Алевритово-глинисті мули складаються з агрегатів глинистих мінералів з низьким кольором інтерференційного фарбування та невпорядкованою текстурою. Характерно розмаїття тонких слюдистих лусочок і пластинок рогової обманки, а районах сучасного вулканізму (околиця Перу) також вулканічного скла.[ ...]

Негативний заряд у кристалічних глинистих мінералів залежить від pH. Колоїди, що несуть лише негативний заряд, називають ацидоїдами, а несуть лише позитивний заряд - базою жінок і.

Оглинення – процес утворення вторинних глинистих мінералів. Може здійснюватися в результаті безпосереднього перетворення на місці первинних мінералів у вторинні під впливом біохімічних та хімічних агентів, а також у результаті процесів вторинного синтезу продуктів мінералізації органічних залишків. Оглиненню сприяють достатнє зволоження профілю в умовах тривалого періоду з позитивними температурами, а також процеси біологічного круговороту речовин, що інтенсивно протікають. У розвитку процесів оглінення у ґрунтовому профілі важливе значення має участь мікроорганізмів та продуктів життєдіяльності та розкладання вищих рослин. Оглинення відбувається в середній частині профілю, де відзначається найбільш стійке та сприятливе для глинного вивітрювання стан теплового та водного режимів. На кам'янисто-хрящуватих породах оглинення спостерігається з поверхні. При оглиненні у ґрунтовому профілі накопичуються мул, залізо, алюміній, марганець, фосфор, магній, кальцій та інші елементи.

Типовий аерозоль пустель на 75% складається з глинистих мінералів (35% монтморилоніту та по 20% каолініту та іліту), 10% становить кальцит, і по 5% - кварц, нітрат калію та сполуки заліза лимоніт, гематит та магнетит з домішкою деяких органічних . Відповідно до рядка 1а табл. 7.1, річна продукція мінерального пилу варіює в широких межах (0,12-2,00 Гт). З висотою концентрація зменшується, тому мінеральна пил спостерігається переважно у нижній половині тропосфери до висот 3-5 км, а над районами запорошених бур - іноді до 5-7 км. У розподілі частинок мінерального пилу за розмірами зазвичай є два максимуми в діапазонах великодисперсної (переважно силікатної) фракції г=1... 10 мкм, що істотно впливає на перенесення теплового випромінювання, та субмікронної фракції r[...]

При цьому залежно від складів розсолів та глинистих мінералів різко змінюються фільтраційні властивості глин та суглинків. При фільтрації хлоридних натрієвих розчинів зміни фільтраційних властивостей піщано-глинистих відкладень по (порівнянню з прісними водами значно більші (до 5-10 разів), ніж при фільтрації хлоридних кальцієвих розчинів (1,5-2 рази)). (в 10 разів і більше) і, меншою мірою, каолінітових Крім того, і температура води, що фільтрується, впливає на проникність глин. , Скворцов, 1986].В цілому в залежності від складу глинистих мінералів проникність їх в інтервалі температур 20-90 ° С збільшується на порядок і більше.

Сорбційні властивості мінеральної частини ґрунтів обумовлені глинистою фракцією, представленою сумішшю різних глинистих мінералів: шаруваті алюмосилікати, оксиди та гідроксиди різних елементів. Здатність глинистих мінералів стехіометрично пов'язувати катіони металів, обмінюючи їх на інші катіони, називають ємністю катіонного обміну.

У шліфах виділяють скелет та плазму ґрунту. Скелет складається з мінералів більше 2 мкм - в основному це різні первинні мінерали ґрунту, плазма представлена ​​тонкими частинками менше 2 мкм у діаметрі. Вона складається з глинистих мінералів, вторинних несилікатних оксидів заліза та алюмінію, гумусу і залежно від складу ділиться на глинисту, гумусно-глинисту, карбонатно-глинисту, залізисто-глинисту. У шліфах добре помітні характер пористості, агрегованості та різні новоутворення, що свідчать про характер ґрунтоутворювального процесу.

Як було показано вище, .при незмінному значенні pH адсорбційна здатність глинистих мінералів знижується в послідовності монтморіллоніт- -ілліт->-каолініт. У ґрунтах з нейтральною (pH 7) або лужною (pH 7-10) реакцією між частинками ґрунту та гербіцидом діють лише слабкі Ван-дер-Ваальсові сили. За цих умов можлива лише молекулярна адсорбція. У кислому ж середовищі починають виявлятися сили електростатичної взаємодії, і внаслідок цього в кислих ґрунтах на так званих Н-глинних мінералах адсорбція йде набагато сильніше. Величина адсорбції залежить від кількості обмінних іонів водню (або одновалентних катіонів) у ґрунті. У нейтральному і особливо в лужному середовищі (pH вище 7), наприклад, у кальцієвих глинних мінералах, гербіциди адсорбуються набагато слабше. Додавання до таких грунтів кислих мінеральних добрив призводить до посилення, а вапна - до послаблення їхньої адсорбційної здатності.

Вивчення використання адсорбційних та адгезійних властивостей високодисперсних глинистих мінералів та іонообмінної здатності полімерних матеріалів для знезараження води систематично не проводяться. Однак дані класифікації очищення води, як і їх експериментальна перевірка, вказують на те, що подібні дослідження дозволять удосконалити методи водоочищення, а застосування названих вище матеріалів виявиться одним з найбільш реальних шляхів у вирішенні проблеми знезараження води навіть від найстійкіших форм збудників різних захворювань, та особливо вірусів.

Застосування для знезараження води, що володіють адсорбційними властивостями високодисперсних добавок глинистих мінералів, слід вважати необхідним заходом у тих випадках, коли звичайні методи знезараження недостатньо ефективні. Оскільки при підвищеній каламутності води хвороботворні агенти певною мірою захищені від руйнівної дії випромінювань, окислювачів або іонів важких металів, подальше знезараження води вимагає її глибокого освітлення. Ілюстрацією до сказаного можуть бути дані Хадсона . Він встановив, що рівень захворюваності на інфекційний гепатит у містах США знаходився у зв'язку з каламутністю води, що подається населенню, і кількістю бактерій у ній. При каламутності води 0,15 мг/л захворюваність дорівнювала 3, при 0,3 мг/л - 31 і при 1 мг/л - 130 осіб на кожні 100 тис.

Залізняк. Більшість робіт з селективної флокуляції присвячені відділенню оксидів заліза від кварцу та глинистих мінералів у процесі збагачення залізних руд.

Залежно від типу мінералу утворюються пакети з двох або трьох ялин або листів. Кристалічні грати мінералів складається з безлічі таких пакетів. Між ними є вільні міжпакетні простори. Розрізняють два основних типи, будови кристалічних ґрат глинистих мінералів.

Піщані та супіщані ґрунти складаються з кварцу та польових шпатів, суглинні – із суміші первинних та вторинних мінералів, а глинисті – переважно з вторинних глинистих мінералів з домішкою кварцу. Від механічного складу ґрунту залежать багато важливих фізичних, фізикохімічних та хімічних його властивостей. Вміст у ґрунтах заліза, кальцію, магнію, калію, натрію та інших елементів живлення, які входять тільки до мінеральної частини ґрунту, а до певної міри також фосфору, що знаходиться і в мінеральній та органічній частині ґрунту, визначається головним чином їх механічним складом. Більш важкі глинисті і суглинні грунти багатші елементами живлення, ніж легкі піщані та супіщані грунти.

З попередніх зауважень очевидно, що знання типу розподілу (лускате, структурне або дисперсне) та природи глинистих мінералів дуже суттєво для прогнозування меж зміни проникності та існування та розподілу бар'єрів проникності.

Термічний метод закріплення мікрокількостей радіоактивних ізотопів у силікатних матеріалах заснований на властивості глинистих мінералів втрачати свої іонообмінні властивості у міру підвищення температури. У бентонітових глинах відносно надійний ефект досягли при 1000 °С. Фіксація може проводитися також у карбонатних породах.

Маючи в обмінному стані цілу низку елементів, які внаслідок свого слабкого зв'язку з кристалічною решіткою легко засвоюються рослинами, глинисті мінерали типу монтморилоніту в той же час є і регулятором ґрунтового розчину не тільки з точки зору його концентрації, але й різноманітності сольового складу. .]

Як матеріали, що забезпечують необхідний ефект адгезії, ми досліджували природні дисперсні алюмосилікати - каолін, бентоніти, палигорскіт та інші глинисті мінерали (табл. 47). В результаті проведених дослідів виявилося, що максимальну сорбуючу здатність по відношенню до бактерій коли мають палигорскіт і вермикуліт, суспензія яких у концентраціях 200-500 мг/л повністю тримає в облозі зважені у воді бактерії (до 300 000 особ/л).

Гу міни ґрунтового гумусу, згідно з сучасними дослідженнями, представляють гумінові кислоти більш спрощеної будови, які міцно пов'язані з мінеральною частиною ґрунту, з частинками глинистих мінералів монтморилонітової групи. Цим пояснюють вищу стійкість гумінів до дії кислот та лугів. Азот цієї фракції гумусу становить 20-30 % загального азоту ґрунту і є найбільш міцно пов'язаним та стійким до розкладання мікроорганізмами.

Крім того, поглинання катіонів важких металів відбувається шляхом ізоморфних заміщень та закріплення у ґратах. Так, А11+ решітки монтморилоніту може заміщатися на Ре +, Ме2+, №2+, 2гн, Си2+, Со2+, у вермикуліті - на М§2+, Ре2+, Ре3+, Сг3+, V . Глинисті мінерали здатні поглинати і аніони (молібдат-іон, наприклад), переважно завдяки присутності вільних позитивних зарядів в іоногенному шарі кристалічних ґрат.

У геохімічному плані 137Сз може розглядатися як аналог калію. У природі єдиний стабільний ізотоп цезію (його кларк у земній корі дорівнює 6,5 10 4 %) за рахунок ізова-стрічного ізоморфізму входить до складу кристалічних ґрат мінералів калію - слюд і польових шпатів. Радіоцезій може міцно зв'язуватися з твердою фазою грунтів, впроваджуючись у міжпакетний простір глинистих мінералів. Фіксовані в них іони цезію значно меншою мірою переходять у ґрунтовий розчин. За даними Горіної (1976), у сірих лісових, лугових ґрунтах та в чорноземі 37Се розподіляється між обмінною (9-15%), необмінною кислоторозчинною (4-6%) та фіксованою (81-85%) формами. У легких супіщаних ґрунтах частка фіксованих форм знижується до 60 % і збільшується вміст обмінної (28 %) та кислоторозчинної (12 %) форм. Вважається, що роль органічної речовини в сорбції 137Сз невелика.

По периферії бухти, особливо вздовж західного узбережжя, формуються на дні піщано-черепашкові відкладення. Біля берега до ізобати 5 м оголюються тверді корінні породи, представлені переважно мергелями, доломітами та аргілітами. Відомо, що глинисті мінерали характеризуються сорбційними властивостями. Наявність метаморфізованої органічної речовини та гумінових кислот у глинистих відкладах різко підвищує акумулятивні властивості останніх по відношенню до металів – міді, свинцю, цинку, кадмію, нікелю – та отруйному неметалу миш'яку. Ділянки дна із чорними мулами є «пастками» для важких металів-токсикантів. Ці зони також сприятливі для відкладення матеріалу, що надходить у бухту зі стоками невеликих річок, злив, каналізаційних стоків та через гирло бухти. Цьому процесу сприяє гідродинаміка в бухті, особливо під час дії вітрів південних румбів, коли в центрі циклонічних вир відзначаються відносно низькі швидкості течій порівняно з периферичною зоною. Завдяки цьому ми відзначаємо великі максимуми важких металів (Сі – до 72,4 мг/кг, Zn – до 77,0 мг/кг, РЬ – до 46,4 мг/кг, Cd – до 12,0 ■ 10 2 мг/кг кг) у центральній частині переважно східної половини бухти. Області підвищених вмістів металів (Cu, Cd, Zn, РЬ) присвячені ділянкам забруднення опадів нафтопродуктами (НП). Найбільше забрудненість морської води НП відзначено на курсі руху суден до пасажирського причалу, в районі пасажирського причалу, на рейді суден. В опадах бухти відмічені три області забруднення НП: пасажирський та вантажний причали, гирло нар. Су-Аран, центр бухти. Нафтові забруднення також накопичуються в тонкодисперсних мулистих осадах у центрі бухти. За класифікацією опади відносяться до чистих ґрунтів (вміст НП до 100 мг/кг). Основні джерела забруднення НП – морський вантажний та пасажирський транспорт, міські зливові стоки. Вивчено розподіл техногенних органічних речовин у морському середовищі бухти (ПАУ, феноли, СПАР та хлорорганічні пестициди). Результати спостережень показали, що концентрації органічних речовин спостерігаються на рівні фонових.

Мінералогічний склад дерново-підзолистих ґрунтів різноманітний і залежить головним чином від механічного складу та властивостей ґрунтоутворюючих порід. У великих фракціях механічних елементів трапляються кварц, польові шпати, слюди та інші первинні мінерали. По М. І. Горбунову, в мулистій (менше 0,001 мм) фракції грунтів, що утворилися на морених і покривних суглинках, найбільш характерними високодисперсними мінералами є гідрослюди, вермикуліт, мінерали монтморіллонітової групи, несилікатні аморфні оксиди. Іноді є невелика домішка каолініту, кварцу, рідко гетиту, гіббситу. При цьому високодисперсних глинистих мінералів і полуторних оксидів зазвичай менше в підзолистому горизонті і в ілювіальному. У ґрунтах, що сформувалися на масивно-кристалічних або добре дренованих осадових породах, переважають гідрослюди, вермикуліт, каолініт, мінерали монтморіллонітової групи, хлорити. З супутніх мінералів зустрічаються аморфні підлогу утор аокису, кварц.

Амоніфікація - процес розкладання органічних речовин, що протікає за участю специфічних амоніфікуючих мікроорганізмів і веде до утворення N113 або ИН Іон амонію може бути вилужений або поглинений в ґрунтовому комплексі або необмінно фіксований тришаровими глинистими мінералами з розширюється. Зміст фіксованого амонію у ґрунтах змінюється від 1-2 до 10-12 ммоль/100 г ґрунту. Амоніфікація - перша стадія мінералізації азотовмісних органічних сполук.

Однією з найважливіших причин адсорбції полімеру на завислих частинках є утворення хімічних валентних зв'язків при адсорбції полімерів. Вказується на можливість утворення таких зв'язків при реакції карбоксильних груп поліакрилатів з гідролізованого поліакриламіду з глинистими мінералами, що містять кальцій поверхневих кальцієвих солей. Міцні хімічні сполуки утворюють крохмаль, що містить ефіри фосфорної кислоти в присутності катіонів Са, Ag і 2п. Нарешті, до цього ж типу реакції відноситься незворотне заміщення іонообмінних катіонів глинистих мінералів на органічні аміни: хлористий дециламін, гексадецилоксиметилпіридійхлорид та ін. Нами показано, що подібне заміщення відбувається при флокуляції глинистих суспензійліну флокулянтами В А-2 і ВА-3, у молекулі яких є групи четвертинних амонієвих основ.

Ефективним способом боротьби з радіоактивним забрудненням є закріплення радіонуклідів органічною речовиною з утворенням нерозчинних комплексів (хелатів). У більшості ґрунтів підвищення pH, кількості обмінного калію та кальцію сприяє сорбції радіонуклідів (наприклад, стронцію). Глинисті мінерали добре фіксують такі радіонукліди, як стронцій, цезій.

Ілисті фракції ([...]

Обмінне поглинання (сорбція) аніонів виражено у кислих ґрунтів, багатих на колоїдні форми півтораоксидів або інші, наприклад органічні, амфолітоїди. У таких ґрунтах передбачається наявність позитивно заряджених поверхонь. В. М. Клеч-ковський та Н. В. Каширкіна показали можливість оборотного обміну гідроксилів деяких глинистих мінералів на фосфат-іони. На ґрунтах, багатих півтораок-сидами, експериментально показана можливість протікання поряд з процесами катіонного обміну обмінного поглинання аніонів С1, N0, БО- та ін. Однак для багатьох полівалентних аніонів експериментальне дослідження обмінної сорбції утруднено внаслідок одночасно протікає хімічного необмінного поглинання цих іонів. ..]

Переважними кліматичними факторами, що контролюють тип осаду на шельфі, є температура та атмосферні опади (рис. 9.5). Найбільш суттєві зміни у цих параметрах збігаються з найбільш помітними широтними варіаціями характеру шельфових опадів. У полярному кліматі, наприклад, мулові відкладення містять трохи глинистих мінералів, характерним компонентом глинистої фракції є хлорит, до наземних льодовиків примикають великі відкладення гравію. У дощовому тропічному кліматі, проте, рясні мули містять велику частку глинистих мінералів; поблизу невеликих річок часто рясніє каолін, у крупнозернистих опадах переважає кварц. У спекотному сухому кліматі можуть переважати принесені вітром пісок та алеврит. У найбільш помірному кліматі не можна виділити чіткі типи опадів.

Найважливішими неспецифічними азотовмісними речовинами, які виявляються у ґрунтах у вільному стані, є білки. Крім білків, у ґрунтах присутні амінокислоти, аміносахара, нуклеїнові кислоти, хлорофіл, аміни. Більшість цих азотовмісних речовин, яка не входить до складу гумусових речовин, адсорбована по поверхні глинистих мінералів або утворює нерозчинні сполуки з мінеральними компонентами ґрунтів. Під впливом ферментативної діяльності мікроорганізмів білки розщеплюються на менш складні компоненти, легко гумифікуються та мінералізуються.

Таким чином в апті в Центральній Атлантиці з'явилися околиці, за своїм виглядом та фаціальним спектром опадів близькі до сучасних околиць пенепленизированних областей кратонів. Такі ж околиці виникли по периферії південно-атлантичної западини (сучасні Аргентинська та Капська улоговини). У нижніх горизонтах, розкритих цими свердловинами, переважають іліт (30 50 %) та каолініт (20-45 %) з домішкою хлориту та змішаношарових утворень (у складі останніх домінує вермікулітова фаза). У відкладеннях ранньоаптського віку фіксується та сама асоціація. Однак вгору по розрізу в ній поступово збільшується вміст монтморилоніту (від 5 до 85%). Цікаво, що як домішка в цих же шарах знаходиться палигорскіт. Подібна зміна мінералів по розрізу може вказувати на тектонічну активізацію, що захопила перехідні зони в першу половину раннього крейди, з подальшим нівелюванням рельєфу і утворенням великих прибережних рівнин, в глибині яких розташовувалися залишкові підняття з корами вивітрювання, що формувалися на них. Таким чином, вивчення глинистих мінералів в опадах пасивних околиць дозволяє реконструювати не тільки клімат минулого, а й тектонічне стан тієї чи іншої їхньої ділянки.

Зі зростанням температури підвищується розчинність УВ. Але роль температури проявляється у підвищенні розчинності УВ, а й у зниженні адсорбційної ємності порід. Так, за даними У. М. Дау, при підвищенні температури від 32 до 38 ° С адсорбційна ємність адсорбентів для УВ С2 - С6 знижується на 25%. Адсорбційна ємність порід зменшується і в результаті перебудови глинистих мінералів: адсорбційна ємність гідрослюд знижується в 3-4 рази порівняно з адсорбційною ємністю монтморилоніту.

Сума обмінних основ висока - до 50 мг-екв, причому обмінний магній становить 25-50% від суми та його зміст збільшується з глибиною. Обмінного натрію зазвичай мало - до 5% суми. За змістом гумусу у верхньому горизонті (3-8%) темні злиті ґрунти близькі до чорноземів, г/к фк дорівнює 1,5-2. Серед гумінових кислот відносно підвищено вміст фракції, пов'язаної з глинистими мінералами та стійкими оксидами півтора. У верхніх шарах можливий підвищений вміст бурих гумінових кислот.

Тяжкі метали в грунті зазнають різних трансформацій: закріплення гумусової речовини, яка здійснюється в результаті утворення ТМ солей з органічними кислотами, адсорбції іонів на поверхні колоїдних систем або закомплексування їх гумусовими кислотами. Деяка частина іонів ТМ адсорбується на мінеральних частинок. Можливе також їх проникнення в міжплощинний простір глинистих мінералів або ізоморфне заміщення іонів інших елементів у кристалічній решітці.

Рухливість молібдену у ґрунтах, його доступність рослинам та ефективність молібденових добрив визначаються низкою факторів, найважливішим з яких є реакція середовища. Лужна реакція сприяє посиленню рухливості молібдену, в той же час у кислому середовищі відбувається перехід його в менш рухливі та важкодоступні для рослин сполуки. На кислих ґрунтах молібден пов'язаний із залізом, алюмінієм, марганцем, а також глинистими мінералами ґрунтів. При нейтралізації кислого середовища, що досягається вапнуванням, молібден перетворюється на більш засвоювані рослинами форми. Причому, чим менше рухливого молібдену міститься у ґрунтах, тим вища ефективність молібденових добрив.

При НВЧ-нагріві відбувається суттєве перетворення хіміко-мінерального складу ґрунтів. Так, у діапазоні температур 100-300 °С відбувається дегідратація ґрунту із втратою не тільки вільної, а й зв'язаної води. Одночасно розвивається усадка ґрунту, збільшується частка конденсаційних структурних зв'язків. При температурі 350-600 °С відбуваються згоряння органіки та деструкція низькотемпературних забруднювачів, окислюються сульфіди (350-500 °С). У діапазоні 450-800 °С видаляються гідроксильні групи з глинистих мінералів та забруднювачів з ОН-групами. Одночасно в ґрунтах формуються незворотні фазові контакти, частка яких у ґрунті збільшується із зростанням температури. У діапазоні 400-900 °С відбувається дисоціація карбонатів з утворенням оксидів (СаО), що володіють гідравлічними в'яжучими властивостями і підвищують pH ґрунту. При температурі понад 1000 °С відбуваються плавлення та формування високотемпературних мінеральних фаз у ґрунті.

У кожний час лише невелика ділянка конуса отримує осад. В інших місцях, на ділянках, позбавлених опадів, протікають післяседиментаційні процеси, які можуть тривати сотні років і суттєво перетворювати риси власне осадового походження. Основними постседиментаційними агентами є вивітрювання, стік атмосферних опадів та вітер. Хімічно нестійкі уламки продовжують руйнуватися, і продукти цього процесу змиваються або підстилаючі відкладення, або по поверхні конуса виносу в межі більш дистальних обстановок. Частина дрібнозернистого матеріалу, мабуть, може переміщатися шляхом вітрової дефляції, при цьому піски вітрового надуву акумулюватимуться у формі дюн, найчастіше в нижніх частинах поверхні виносу. Атмосферні опади призводять до утворення промоїн та ярів, а на ділянках між ними формується «пустельна бруківка» з тісно притиснутих один до одного незграбних уламків, часто покритих пустельною засмагою. Такі «мостові» оберігають поверхню конуса виносу від подальшої дефляції, і великі уламки зазвичай залягають на шарі алевриту. У семіаридній обстановці опади конусів виносу часто забарвлені в червоний колір, оскільки при вивітрюванні феромагнезіальні мінерали та біотит розпадаються з утворенням гематиту та глинистих мінералів. Такі перетворення займають тисячоліття та полегшуються чергуванням періодів зволоження та висихання.