Файл: Горбунов, Н. И. Минералогия и коллоидная химия почв.pdf

Различают несколько модификаций слюд: 1М, 2МЬ 2М2, ЗТ. Символ 1М обозначает однослойную моноклинную форму, 2М( и 2М2— два типа двуслойной моноклинной формы, ЗТ — трех­ слойную тригональную. Кроме того, выделяют lMd, что соответ­ ствует плохоопределяемому несовершенному иллиту. Рентгено­ граммы названных модификаций несколько отличаются одна от другой. Интенсивность отражений от слюд резко изменяется в зависимости от их состава.

Слюды относятся к трехслойным минералам, т. е. их структу­ ра состоит из чередования двух слоев кремне-кислородных тет-

Рис. 2. Схематическое изображение структуры мусковита

/ — кислород; 2 — гидроксилы; 3 — алюминий; 4 — калий; 5 — кремний (на У< замещен алюминием)

раэдров и одного октаэдра (рис. 2). Между тетраэдрическими слоями помещается калий. Слюды образуют кристаллы моно­ клинной сингонии, имеют хорошую спайность в одном направле­ нии по базопинакоиду (001).

Слюды могут образоваться из различных первичных минера­ лов и сами являются преимущественно первичными. Слюды можно синтезировать в искусственных условиях при высоких температуре и давлении. Вопрос о синтезе слюд в природных нормальных условиях достоверно не изучен.

Гидрофильность слюд различна и зависит от их дисперсности. Слюды имеют большое значение для агрохимических и физиче­

15

ских свойств почвы. Они являются, особенно мусковит, источни­ ком калийного питания растений. Установлено, что из тонкодис­ персного мусковита хорошо усваивается калий. По мере пере­ хода слюд в гидрослюды подвижность и доступность калия уве­ личиваются. Энергия поглощения калия коллоидами велика, вследствие чего в поглощающем комплексе многих почв обнару­ живается 0,5—10 мг-экв калия на 100 г почвы. Валовое содержа­ ние калия в илистой фракции почв колеблется от 2,0 до 3%, ред­ ко больше. В некоторых почвах имеется недостаток калия, на­ пример, в красноземах, латеритах, что объясняется малым со­ держанием в них слюд и гидрослюд и богатством почв минерала­ ми каолинитовой группы, которые почти не содержат калия.

По данным ряда авторов, часть поглощенного калия при вы­ сушивании почвы переходит в необменную форму, что объясня­ ется защемлением его в микроагрегатах, сцементированных кол­ лоидами, и межплоскостном пространстве кристаллической ре­ шетки минералов.

Если в почве много крупнозернистых слюд, то они увеличи­ вают водо- и воздухопроницаемость почвы, т. е. играют такую же

Слюды, если их кристаллы имеют размеры, доступные рас­ смотрению в микроскопе, определяются по преломлению света, погасанию, отчасти по форме и окраске. Высокодисперсные слю­ ды определяются с помощью рентгенографического и термиче­ ского методов.

С помощью электронного микроскопа слюды иногда можно отличать от других минералов. Осколки слюд имеют неправиль­ ную форму в виде полупрозрачных пластинок. Края кристаллов могут иметь или резкие очертания, или корродированные в ре­ зультате выветривания.

Рентгенографически слюды определяются легко. Сильное растирание слюд в сухом виде приводит к полному исчезнове­ нию линий на рентгенограммах. Одновременно изменяются оп­ тические и адсорбционные свойства. Для диагностики слюд и гидрослюд необходимо использовать данные химического анали­ за, в частности, валовое содержание калия и магния.

В илистой и коллоидной фракциях почв и пород калий в ос­ новном связан с гидрослюдами. Слюды и гидрослюды часто об­ разуют с монтмориллонитом и вермикулитом смешаннослоистые минералы.

ХЛОРИТЫ

Хлориты относятся к водным силикатам алюминия, магния, железа, хрома. По условиям образования хлориты являются первичными минералами, но могут быть и вторичными. Вслед-

16

ствие слоистой структуры они имеют сходство с глинистыми ми­ нералами. Хлориты обнаружены во фракции менее 0,001 мм и более крупных. Они кристаллизуются в моноклинной сингонии, имеют хорошую спайность по (001). Кристаллическая решетка их состоит из чередования слоев слюдяного и бруситового типов, поэтому их можно считать смешаннослоистыми минералами (рис. 3). Хлориты имеют облик оолитов и чешуек, последние в

Рис. 3. Схематическое изображение структуры хлорита

Условные обозначения см. на рис. 2

отличие от слюд хрупкие. Окраска преимущественно зеленая. Диагностика высокодисперсных хлоритов производится главным образом с помощью рентгенографического, а крупнозернистых—

оптического методов.

Ввиду сходства базальных отражений хлоритов с отражени­ ями других минералов определять хлориты трудно, если их ма­ ло в почве. Железистые хлориты легкІГфі^^Ц ^Щ ^ін^ ряэ|ве-

ЭКЭЕгліІЛі***

ЧИТАЛЫ- 'О ЗАЛА

денной соляной кислоте при нагревании, а железисто-магнези­ альные к кислотам относительно устойчивы. При нагревании хлориты теряют воду из бруситовых слоев при 570—620°, из алю­ мосиликатных при 765—860°. Это свойство позволяет определять хлориты термическим методом. В качестве представителей хло­ ритов можно назвать минералы клинохлор, прохлорит, шамозит, химический состав которых приводится в табл. 3.

Т а б л и ц а 3. Химический состав хлоритов, % (Чирвинский, 1953)

Минерал s i o 2 А1г0 3 FesOj FeO MnO MgO CaO HjO

Хлориты из древней коры выветривания подробно описаны И. И. Гинзбургом и И. А. Рукавишниковой (1951), а термиче­ ские исследования их приведены В. П. Ивановой (1961).

АМФИБОЛЫ

Амфиболы относятся к группе роговых обманок, встречают­ ся в изверженных, осадочных, метаморфических породах и поч­ вах. Это магниевые силикаты, содержащие небольшое количе­ ство алюминия и железа. При выветривании амфиболы могут превратиться в другие минералы. Амфиболы имеют ленточную структуру. Различают моноклинные и ромбические амфиболы. Спайность по (110) с углом 56°. Окраска амфибол зеленоватая, бурая, синеватая и др. Химический состав амфиболов сложен

(табл.4).

Т а б л и ц а 4. Химический состав амфиболов и пироксенов, %

18

ПИРОКСЕНЫ

Пироксены встречаются в магматических и метаморфических породах. Они характеризуются тем, что в них кремнекислород­ ные тетраэдры образуют бесконечную цепочку. Спайность по (110) с углом 89°. Так же, как и амфиболы, различают моно­ клинные пироксены и ромбические. В качестве типичного пред­ ставителя моноклинных пироксенов можно назвать диопсид. Пи­ роксены могут переходить в роговые обманки Амфиболы и пи­ роксены определяются обычно оптическим методом.

ЦЕОЛИТЫ

Цеолиты относятся к группе алюмосиликатов. С помощью рентгенографического анализа еще в 30-х годах удалось расшиф­ ровать структуру цеолитов (рис. 4). Установлено, что они состо-

Рис. 4. Схематическое изображение структуры цеолитов

/ — кубооктаэдры цеолитов тип А; 2 — фожазит

ят из тетраэдров Si04 и АЮ4, образующих каркасы. Алюмосили­ катный остов пронизан сообщающимися между собой полостями и каналами в несколько ангстрем, способствующих диффузии и свободному обмену катионов, компенсирующих отрицательный заряд каркаса, а также поглощению воды. Внутри большой по­ лости шабазита помещается 13 молекул воды. Катионная ем­ кость достигает нескольких сот миллиграмм-эквивалентов на 100 г, т. е. больше, чем у монтмориллонита. Вода из цеолитов удаляется постепенно, а при 150—200° полностью.

Семейство цеолитов весьма велико, поэтому появилась необ­ ходимость их классифицировать. В одной из первых классифи­ каций (1937 г.) цеолиты разделены на три типа: 1) с жесткими каркасами: анальцим, шабазит; 2) с жесткими каркасами, свя­ занными между собой нежестко: натролит и его аналогии; 3) с каркасами определенной величины. Впоследствии оказалось, что третий тип нереален. В соответствии со структурой цеолиты бы­ вают изометрические, волокнистые, пластинчатые.

19

На основании строения алюмокремниевого остова в последнее время, в соответствии с идеями Н. В. Белова, намечается подраз­ деление цеолитов на восемь групп: анальцит, натролит, филлип-

риментальных данных и литературных сведений.

Цеолиты широко распространены в почвах, породах, осадках пресноводных и соленых озер, морей, океанов. В последних в большом количестве обнаружены филлипсит и гейландит. При подъеме дна водных бассейнов цеолиты оказываются на поверх­ ности и, следовательно, в почве. Но это не самый важный путь появления цеолитов. По литературным данным, они образуются в породах и почвах при низких температурах и давлении. А. Е. Ферсман указывал на развитие их в поверхностных усло­ виях в результате изменения основного плагиоклаза. Образова­ ние цеолитов отмечалось в щелочных почвах (сероземах, солон­ цах) и в почвообразующих породах древнего и современного возраста. Размер кристаллов цеолита преимущественно 0,1— 0,01 мм, но их находили в иле и коллоидах. Этот факт еще раз подтверждает необходимость изучения всех фракций почв. При разрушении крупных кристаллов цеолиты попадают в илистую фракцию. Для решения проблемы генезиса минералов обнару­ жение цеолитов в разных фракциях заслуживает внимания.

Методика рентгенографического и инфракрасно-спектроскопи­ ческого методов для определения цеолитов разработана вполне удовлетворительно. Для каждого типа цеолитов имеются досто­ верные диагностические признаки.

В СССР имеется несколько месторождений цеолитов: на раз­ личных участках Русской платформы, в Закавказье и Северном Кавказе, на Урале, в Якутии, Забайкалье, Туве, Казахстане. Не­ сколько месторождений обнаружено в США, Африке и др.

Образование цеолитов происходит путем взаимодействия поровых растворов солей натрия, кальция и других с алюмосили­ катами и кремниевыми соединениями, содержащимися в аморф­ ной части почв, в том числе органических остатках. Реакция осо­ бенно вероятна в порах и трещинах при заполнении их водой. Известны случаи образования цеолитов при участии глинистых и темноцветных минералов. В процессе эволюции цеолиты одно­ го типа переходят в другие. Например, гейландит замещается ломонтином, филлипситом, птилолитом, эрионитом, шабазитом,

анальцимом.

Образованию цеолитов препятствует низкая растворимость солей алюминия и кремнезема. Они образуются при благопри­ ятной реакции, окислительно-восстановительных условиях и влажности. Обычными спутниками цеолитов являются кальцит, доломит, халцедон, опал, полуторные окислы, глинистые мине­ ралы.

20

Процесс синтеза цеолитов толкуют как диагенез, эпигенез, ранний метаморфизм в широком диапазоне температуры и дав­ ления.

Цеолиты готовят в лабораторных и более широких масшта­ бах, они используются как адсорбенты. Соотношение Si02: АЦ03 различное и колеблется в пределах 2—12. Например, натролит имеет формулу Na2Al2Si3O10-2H2O, анальцим NaAlSi20 6-H20.

Зафиксирована скорость образования цеолитов. Во Франции обнаружены цеолиты в стенах строений возрастом 2000 лет. Од­ нако в искусственных условиях при температуре 230° удалось синтезировать цеолит за 17 дней.

КВАРЦ И МИНЕРАЛЫ ГРУППЫ КРЕМНЕЗЕМА

К этой группе минералов, кроме кварца, следует отнести тридимит, кристобалит, халцедон (волокнистая скрытокристалли­ ческая разновидность кремнезема), опал — аморфный минерал состава Si02-nH20 и аморфный порошковидный и коллоидный кремнезем.

Кварц является наиболее распространенным представителем окристаллизованной окиси кремния. Он встречается во всех поч­ вах, за исключением тех, которые образовались на бескварцеьых породах. Кварц образуется в глубоких слоях Земли при по­ вышенных температуре и давлении, а также на поверхности из горячих источников. В почвах почти всегда имеется значитель­ ное количество первичного кварца, но иногда встречается вто­ ричный, характеризующийся удлиненными кристаллами. Обра­ зуется ли он на месте за время почвообразования, или для этого требуется более длительное время,— остается неясным. Возмож­ но, вторичный кварц в почве образовался не на месте, а унасле­ дован от породы. Предполагается образование кварца в почве из раствора в результате кристаллизации фитолитарий. Однако этот вопрос нельзя считать решенным. Нередко можно встретить кристаллы кварца в порах остывшей лавы, в местах выхода раст­ воров из горной породы, в окаменевших растениях и костях жи­ вотных. Растворимость кварца ничтожна (Айлер, 1959).

Кварц обычно кристаллизуется в тригональной сингонии с пи­ рамидами на обоих концах.

Кварц относится к очень устойчивым минералам и его мож­ но встретить в пылеватой и более крупных фракциях даже са­ мых древних почв. В предколлоидной и коллоидной фракциях кварц встречается часто, но в небольших количествах (2—3%).

При выветривании различных минералов, а также из раство­ ров часто образуются аморфные соединения кремнезема. При разложении растительности в почву попадают кремневые обра­ зования— фитолитарии, имеющие аморфную структуру. Аморф­ ный кремнезем является составной частью диатомовых водорос­ лей.

21