На бирже курсовых и дипломных проектов можно найти готовые бесплатные и платные работы или заказать написание уникальных курсовых работ, дипломов, лабораторных работ, контрольных работ, диссертаций, рефератов по самым низким ценам. Добавив заявку на написание требуемой для вас работы, вы узнаете реальную стоимость ее выполнения.

ЛИЧНЫЙ КАБИНЕТ 

 

Здравствуйте гость!

 

Логин:

Пароль:

 

Запомнить

 

 

Забыли пароль? Регистрация

Быстрая помощь студентам

 

Результат поиска


Наименование:


реферат Геоэкологическая характеристика глинистых минералов

Информация:

Тип работы: реферат. Добавлен: 12.06.13. Сдан: 2012. Страниц: 12. Уникальность по antiplagiat.ru: < 30%

Описание (план):


?Российский университет дружбы народов
Экологический факультет.
 
 
 
 
 
Реферат  по геоэкологии
на тему:

«Геоэкологическая характеристика глинистых минералов»

 
 
 
 
 
   
              Выполнила: студентка третьего курса группы ОС-301б  Жаткина Т.С.
             
                                                                             
 
 
Москва, 2012
СОДЕРЖАНИЕ
Введение
1.Структурные особенности и свойства глинистых минералов
2.Минералы группы каолинита-серпентина.
3.Группа смектитов.
4.Группа слюдистых минералов.
5.Хлориты.
6.Смешанослойные минералы.
7.Природные ассоциации глинистых минералов в грунтах.
Заключение.
Список литературы.
    
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ВВЕДЕНИЕ
Глинистые минералы – это гидратированные слоистые  и слоисто-ленточные силикаты. Они образуются преимущественно в процессе химического выветривания или гидролиза горных пород, а также гидротермальным путем, отличающиеся от прочих слоистых силикатов высокой дисперсностью (размер частиц менее 1 мкм) и гидрофильностью, что обуславливает их специфические физико-химические свойства – сорбцию и ионный обмен. Они самые распространенные и исключительно разнообразные породообразующие минералы верхней части земной коры, где их содержание по разным оценкам составляет до 40-50% от общего состава пород. Разнообразие глинистых минералов обуславливает и широкий спектр изменения их свойств. По этой причине изучению глинистых минералов уделяется большое внимание в грунтоведении.
Целью реферата является рассмотрение геоэкологических характеристик глинистых минералов.  Для достижения поставленной цели  были решены следующие задачи:
- проанализировать литературу по теме реферата;
- изучить структурные особенности и свойства глинистых минералов;
- рассмотреть природные ассоциации глинистых минералов в грунтах.
 
 
 
 
 
 
1.      Структурные особенности и свойства глинистых минералов.
В основе кристаллической структуры глинистых минералов лежат два типа структурных элементов: кремнекислородные тетраэдры (Si и октаэдры (рис.1 и  2), состоящие из атомов кислорода или гидроксильных групп, внутри которых в октаэдрической координации располагаются атомы алюминия, магния или железа. Тетраэдры и октаэдры образуют соответственно тетраэдрические и октаэдрические сетки, расположенные по гексагональному мотиву.

Рис.1 Строение кремнекислородного тетраэдра [2]

Рис.2 Схематическое изображение отдельного октаэдра (а) и октаэдрической сетки структуры (б) [2]
 
В октаэдрических сетках катионами могут быть заселены либо все центры октаэдров, либо только 2/3 из них, в отличие от прочих слоистых силикатов. Число заселенных октаэдров на одну элементарную ячейку определяет принадлежность данной разновидности того или иного минерала к триоктаэдрической или диоктаэдрической. В диоктаэдрических струтурах октаэдрическими катионами являются, как правило, катионы трехвалентных металлов (A), а в триоктаэдрических – катионы двухвалентных металлов (). [1]
Соединение тетраэдрических и октаэдрических сеток по вертикальной оси приводит к формированию структурных слоев или пакетов, которые могут быть разного типа в зависимости от комбинации и числа сеток. Например, совмещение одной тетраэдрической и одной октаэдрической сеток образует пакет типа 1:1; совмещение двух тетраэдрических и одной октаэдрической – слой типа 2:1.
Таким образом, структура глинистых минералов формируется за счет закономерного сочетания структурных слоев. Кроме того, многообразие групп и разновидностей глинистых минералов обусловлено их специфической особенностью. Она  связанна с наличием изоморфных гетеровалентных замещений части или на ионы с меньшей валентностью (обычно и др.) элементарные структурные ячейки приобретают тот или иной  отрицательный заряд, сосредоточенный в тетраэдрических или октаэдрических сетках и компенсируемый катионами (обменными или необменными) или молекулами воды. От величины этого заряда зависят характер и жесткость связи между слоями.
2.Минералы группы каолинита-серпентина.
Минералы группы каолинита – серпентина имеют элементарный  структурный слой типа 1:1, т.е. его основу  составляют одна тетраэдрическая и сочлененная с ней одна тетраэдрическаясетки. Эти две сетки образуют единый слой толщиной 0,72 нм. В группе каолинита-серпентина выделяются подгруппы каолинита и серпентина. [1]
Впервые структура каолинита в её почти современном виде была предложена Л.Полингом в 1930г. Слои каолинита прочно связаны друг с другом посредством водородных связей, формирующихся в межслоевом зазоре между базальными поверхностями тетраэдрических и октаэдрических сеток соседних слоёв. Физико-химическая активность каолинитов связана в основном с различиями в их реальных структурах. В меньшей мере эти различия связаны с дисперсностью, и они практически не зависят от химического состава, так как изоморфные замещения для каолинита не характерны.
В отличие от других слоистых силикатов образование кристаллов каолинита в условиях выветривания обеспечивается в основном эпитаксическим механизмом слоисто-спирального роста. Он состоит из одного или нескольких слоёв, геликоидально закрученных вокруг одной или нескольких осей винтовых дислокаций. Такая конструкция значительно увеличивает прочность кристаллов каолинита, так как для того, чтобы разделить кристалл параллельно плоскости спайности, необходимо разорвать не только межслоевые связи, но и сами слои каолинита.
Размеры кристаллов каолинита в поперечнике варьируют от 0,1 до 10 мкм, хотя в псевдоморфозах по слоистым  силикатам они могут достигать нескольких десятков микрон. Поликристаллические сростки из «доменов» и псевдодвойников у каолинита могут достигать 0,1-0,5 мм. Структурные нарушения  в плоскости слоя каолинита вызваны условиями образования и роста кристаллов и проявляются, очевидно, только в наличии дислокационных стенок. Влияние дефектов такого рода на свойства минерала сопоставимо с влиянием дисперсности, которое начинает заметно проявляться лишь при различном содержании частиц мельче 0,2 мкм. [2]
Самое существенное влияние на емкостные и сорбционные свойства каолинитов оказывает степень порядка в упаковке слоев, причем дефекты типа произвольных трансляций смежных слоев и субупаковок в значительной мере увеличивают физико-химическую активность каолинита. Новейшие исследования доказали и способность кристаллов каолинита разбухать при внедрении в его межслоевое пространство некоторых органических полярных жидкостей (ацетат калия, гидразин, мочевина, амиды низших кислот и др.) и образовании характерных органо-каолинитовых комплексов. Этот процесс, называемый интеркаляцией, идет за счет усиления водородных связей и сопровождается увеличением межплоскостного расстояния.
Детальные структурные исследования каолинитов различного генезиса параллельно с изучением их физико-химических свойств позволили разделить этот минеральный тип в зависимости от дефектности структуры на три разновидности; аналитическим критерием дефектности служили значения количества элементарных слоев в () в бездефектных блоках или субупаковках (табл.1). Величинам соответствуют  определенные пределы показателей емкости катионного обмена и гидрофильности, оцениваемой по гигроскопической влажности. По значениям емкости катионного  обмена и гигроскопической влажности к последней, третьей, разновидности следует относить и природные смешанослойные образования каолинит-монтмориллонитового состава. [3]
 
Таблица 1.
Соотношение структурных разновидностей каолинитов и их сорбционных свойств
(по В.Г. Шлюкову,2000).
Структурные разновидности каолинитов
Пределы изменений,
Ёмкость катионного обмена,
мг-экв/100г
Гигроскопическая влажность, Wg,%
Каолинит I
>40
2-4
<1,0
Каолинит II
40-25
5-11
1,0-2,2
Каолинит III
<25
?12
?2,2
 
Идентичным каолиниту по составу слоев является галлуазит – своеобразное образование среди глинистых минералов в связи с необычной трубчатой морфологией его кристаллов. Первоначально галлуазит в виде плоских или пластинчатых кристаллитов и сростков нарастает на минерал-донор и только затем пластинчатые частицы изгибаются и слои растут по спирально-цилиндрической поверхности, образуя обычные трубчатые кристаллы. Внешний диаметр трубчатых кристаллов галлуазита достигает 200-350 нм, а диаметр центрального канала – 20-60 нм. Как и каолинит, галлуазит обнаруживает способность к внутрикристаллическому набуханию при взаимодействии с полярными органическими жидкостями. [2]
К структурному типу 1:1 относятся и минералы подгруппы серпентина, в кристаллических структурах которых все октаэдрические позиции заселены двухвалентными катионами (), образующими так называемые бруситовые сетки, в отличие от каолинита, у которого октаэдрические позиции заняты трехвалентным алюминием, образующимгиббситовые сетки.
К подгруппе серпентина относятся пластинчатые и листоватые лизардит и антигорит, которые являются триоктаэдрическими аналогами каолинита. А волокнистый хризотил (или хризотил-асбест) по морфологии сходен с рассмотренным выше  галлуазитом. В куске хризотил зеленовато-серого и золотистого цвета с шелковистым блеском. Длина волокон хризотила колеблется от долей 50 мм, толщина – доли микрометров.
3.Группа смектитов.
Минералы группы смектитов объединяют  высокодисперсные глинистые минералы трехсеточного типа элементарных слоев 2:1, которые обладают свойством внутрикристаллического набухания.
В этой группе выделяется две подгруппы: мономинеральных смектитов и смешанослойных смектитов с преобладанием разбухающих пакетов. При инженерно-геологических исследованиях следует иметь в виду, что смектиты очень редко бывают полностью породообразующими минералами грунтов, что вызывает трудности в их диагностике. Общим для любого минерала этой группы является увеличение их межплоскостного расстояния при насыщении их глицерином и этиленгликолем. По этому признаку к смектитам, как к целой группе минералов с внутрикристаллическим набуханием, и относятся не только мономинеральные, но и смешанослойные образования, в которых преобладают разбухающие межслои (табл. 2). [3]
Таблица 2.
Разделение смектитов по структурным и физико-химическим показателям
(по Г.В. Шлыкову,2000).
Подгруппа смектитов
Структурная разновидность
Количество разбухающих слоев, %
Ёмкость катионного обмена,
мг-экв/100г
Мономинеральные смектиты
 
90-100
>85
Неупорядоченные монтмориллониты
I
65-90
70-85
II
50-65
50-70
 
Именно такие минералы очень широко распространены в дисперсных грунтах, находящихся в зоне гипергенеза. Если мономинеральные смектиты образуются в основном из гелей при подходящих стехиометрических соотношениях порообразующих элементов (Si,Al,Fe и Mg), то смешанослойные образования с преобладанием разбухающих межслоев -  продукты интенсивного выветривания существовавших ранее глинистых минералов,  первую очередь слюдистых. Способность к внутрикристаллическому набуханию и, главное, чрезвычайно высокая дисперсность обуславливает высокую физико-химическую активность смектитов, которая закономерно уменьшается по мере увеличения в их структуре доли неразбухающих пакетов (табл.2).
Отличия смектитов от гидратированных слюд, также имеющих трехсеточный тип структуры 2:1, помимо величины слоевого заряда, связаны с особенностями их изоморфизма: в смектитах изоморфные замещения происходят в основном в октаэдрических сетках (монтмориллонит, бейделлит, нонтронит и др.) или триоктаэдрические (стивенсит, сапонит, пимелит и др.) серии. (рис.9). переходов между ди- и триоктаэдрическими сериями мономинеральных смектитов в результате изоморфизма не существует.[2]
Смектиты, например, монтмориллонит и нонтронит сложены в основном тонкими индивидуальными кристаллитами толщиной порядка одного или нескольких элементарных слоев. При гидратации и набухании в водной среде кристаллиты способны почти полностью распадаться на элементарные мельчайшие частицы.
По химическому составу среди смектитов выделяются более или менее железистые разности, отличающиеся также по величине слоевого заряда. В бейделлитах изоморфизм дополнительно частично проявляется и в тетраэдрических сетках. Возникающий в смектитах при изоморфизме отрицательный заряд компенсируется межслоевыми гидратированными обменными катионами и молекулами воды. При этом  в зависимости от состава обменного межслоевого комплекса наблюдается определенное изменение межплоскостного расстояния.
Монмориллонит, сапонит, бейделлит и другие смектиты образуют бентонитовые глины, или бентониты, почти полностью состоящие из этих глинистых минералов и являющиеся ценным полезным ископаемым. Бентониты широко используются в нефтяной промышленности для приготовления буровых растворов, как высокоэффективные сорбенты, отбеливатели, керамическое сырье и др. Наиболее крупные месторождения бентонитов находятся в Грузии, в Азербайджане, в Туркмении, на Украине, в США, в Мексике, Италии и Румынии.[1]
4.Группа слюдистых минералов.
Эта группа принадлежит к структурному типу 2:1. Их элементарный пакет состоит из одной октаэдрической сетки, заключенной между двумя тетраэдрическими. Связь между слоями жесткая, ионно-электростатическая, возникающая  за счет катионов калия, компенсирующих отрицательный заряд в тетраэдрических сетках соседних слоев и не участвующих в ионном обмене.
Высокодисперсные гидратированные слюды, в отличие от истинных слюд, содержат менее 90% катионов, заполняющих межслои. Подгруппа дисперсных гидратированных слюд содержит три основные разновидности. К первой относятся иллиты – слюдоподобные минералы, содержащие не более 10% разбухающих межслоев; ко второй гидрослюды – содержащие 10-20% таких межслоев, а к третьей – глауконит. Если количество разбухающих межслоевых промежутков превышает 20%, то такие образования следует относить к группе смешанослойных минералов. Такое разделение по содержанию подвижных межслоев не отражает резких изменений свойств дисперсных слюдистых минералов при переходе от одной подгруппы к другой. [1]
По физико-химическим свойствам  гидратированные слюды более активны, чем каолиниты, но менее активны, чем смектиты. Они обладают большей величиной емкости катионного обмена, большей дисперсностью, гидрофильностью и удельной поверхностью, чем  каолиниты.
При использовании в качестве основного метода диагностики рентгеновской дифрактометрии идентификации гидратированных слюдистых минералов сводится к анализу изменения межплоскостного расстояния первого малоуглового отражения воздушно-сухого и обработанного органической жидкостью образца.
Близок к группе гидратированных слюд и вермикулит, имеющий такой же тип элементарных слоев 2:1, но который в отличие от прочих глинистых минералов может находиться как в дисперсном (рассеянном) состоянии в грунтах, так и в виде сплошных слюдистых слоев. В подгруппе дисперсного вермикулита выделяются диокаэдрические и триоктаэдрические разности. Кроме того, в отличие от иллитов в триоктаэдрическом вермикулите октаэдрические позиции образованы бруситовыми сетками, а в межслоевом комплексе присутствуют двухвалентные катионы кальция и магния.
 
5.Хлориты.
Хлориты имеют четырехэтажную структуры элементарных слоев 2:1:1. Она образована из слоев гидрослюдистого типа 2:1, между которыми находятся так называемые «бруситовые слои» -  октаэдрические сетки, в центрах октаэдров которых находятся ионы магния и железа. Часть их обычно замещена трехвалентными катионами с образованием брусито-гиббситовых сеток, что приводит к избытку положительного заряда у этого слоя. Он в свою очередь, компенсирует отрицательные заряды слюдистых слоев 2:1 вследствие изоморфизма, что обеспечивает жесткую связь между слоями.
Кроме того, дополнительная прочность между слоями в хлорите может обеспечиваться водородными связями, возникающими между гидроксилами поверхности бруситового слоя и атомами кислорода базальной поверхности тетраэдрической сетки.
По показателям гидрофильности, емкости катионного обмена «среднестатистические» хлориты близки к соответствующим показателям гидратированных слюд. В процессах химического выветривания «бруситовый слой» хлоритов разрушается в первую очередь.
6.Смешанослойные минералы.
Смешанослойными образованиями называются минералы, в кристаллах которых с той или иной степенью порядка –беспорядка чередуются слои разной структуры. Они выделяются в отдельную группу  и особенно широко распространены среди слоистых силикатов. Они являются одним из основных компонентов глин, т.е. встречаются в дисперсном гидратированном состоянии. Большой научный и практический интерес к смешанослойным глинистым минералам обусловлен рядом причин. Эти минералы широко распространены в различных геологических обстановках верхней оболочки Земли – корах выветривания, почвах, современных осадках, породах, измененных эпигенезом, в областях гидротермальной активности, в осадочном слое океанов, в продуктах гидротермального изменения океанических базальтов и др. Существенным оказалось и то, что разные типы смешанослойных минералов приурочены к определенным геологическим обстановкам, что имеет немаловажное значение для установления генезиса вмещающих их  пород.
Возможность образования смешанослойных структур определяется тем обстоятельством, что двухмерная периодичность 2:1 слоев и межслоев, геометрическое устройство их базальных поверхностей весьма сходны, что обусловливает легкость  сосуществования силикатных слоев разного типа в пределах индивидуальных частиц. В грунтах наиболее часто встречаются смешанослойные глинистые минералы, структура которых образована совокупностью 2:1 слоев, разделенных разными по природе и составу межслоевыми промежутками. Основные свойства последних не отличаются существенно от свойств межслоев соответствующих индивидуальных минералов, таких, как слюды, смектиты, хлориты и др. Это позволяет сравнительно просто устанавливать природу межслоев на основе рентгеноструктурного изучения образцов, подвергнутых различным обрабткам – насыщению органическими жидкостями, обменнымикатинаи/нагреванию и т.д. [1]
По количеству чередующихся слоев смешанослойные минералы являются, как правило,  двухкомпонентными, хотя известны находки трехкомпонентных структур типа каолинит – монтмориллонит – иллит или хлорит – сапонит – разбухающий хлорит.
По способу чередования слоев смешанослойные минералы делятся на несколько подгрупп. Смешанослойные минералы со строго упорядоченным чередованием слоев имеют собственные наименования и характеризуются строгой периодичностью вдоль нормали к слоям. Среди диоктаэдрических минералов примером упорядоченных смешанослойных фаз являются ректорит и тарасовит, в структуре которых по закону АВАВ… и АААВА-ААВА соответственно чередуются слои иллитового (А-слои) и смектитового (В-слои) типов. Среди триоктаэдрических разновидностей к породообразующим относятся корренситы, в структуре которых упорядоченно по закону АВАВ… переслаиваются хлоритовые и сапонитовые межслои. Другая группа объединяет неупорядоченные смешанослойные структуры, в которых чередование  слоев разного типа осуществляется по закону случая.[1]
Поскольку природа межслоев каждого типа в смешанослойных структурах соответствует природе межслоев в структуре того или иного индивидуального минерала, естественно предположить, что такое же соответствие будет наблюдаться и в отношении кристаллохимического строения примыкающих к ним сеток 2:1 слоев. Например, если в смешанослойном минерале содержатся межслои хлоритового типа, то это означает, что в структуре имеются положительно заряженные гидроксильные сетки,  к поверхности которых сверху и снизу примыкают заряженные отрицательно тетраэдрические сетки 2:1 слоев. Наоборот, тетраэдрические сетки, примыкающие к монтмориллонитовым межслоям в смешанослойном минерале, как и в монтмориллоните, должны содержать минимальный отрицательный заряд. Исходя из этого в смешанослойных структурах хлорит-смектит должен реализоваться полярный, неоднородный харктер замещения Si и Al. Вместе с тем   в смешанослойных структурах неоднородным может быть и состав октаэдрических сеток разных 2:1 слоев за счет изоморфных замещений катионов, обусловливающих отрицательный заряд октаэдров.
В осадочных породах образование смешанослойных минералов с упорядоченным переслаиванием иллитовых и смектитовых пакетов обычно сопровождает процесс «прогрессивного» литогенеза, т.е. характеризует твердофазовое изменение смектитов под воздействием роста значений температуры и давления. При выветривании глинистых пород в структуре образующихся смешанослойных минералов какая-либо упорядоченность в чередовании пакетов разного типа обычно отсутствует. Установленным является факт, что с уменьшением размера исследуемых фракций таких пород увеличивается содержание смешанослойных образований, а в их составе – количество разбухающих пакетов. Под воздействием относительно постоянных агентов выветривания деградационные изменения наиболее дисперсных частиц глинистых минералов опережают процесс измельчения более крупных разностей. Поэтому в покровных отложениях количество смешанослойных минералов, содержащих 40-60% пакетов одного типа, обычно невелико. Рентгеноструктурным анализом в таких грунтах чаще всего фиксируются смешанослойные, в которых содержание пакетов одного типа не ниже 70%, т.е. близкие по принятой классификации  к смектитам или гидрослюдам.
Под дальнейшим воздействием выветривания отдельные микроблоки глинистых минералов станут настолько малыми, что будут недоступными для исследования рентгеновским методом порошка, наиболее часто используемым для этих целей, хотя они еще сохраняют кристаллическую структуру. Такие минералы принято называть рентгеноаморфной фазой (или веществом)- РАФ, в отличие от собственно аморфной фазы, каковой является стекло, аморфный кремнезем, аллофан, гизингерит и др.
7.Природные ассоциации глинистых минералов в грунтах.
Глинистые минералы редко встречаются в грунтах в виде одной какой-либо разновидности. Чаще всего они находятся в наборе нескольких глинистых минералов – природных ассоциации. Несмотря на многообразие глинистых минералов в природе, исследования, проведенные В.Г. Шлыковым  по анализу минерального состава многих сотен образцов глинистых грунтов разного возраста и генезиса, показали, что в них встречаются шесть типов природных ассоциаций.
В зависимости от литологического состава и генезиса пород выделяется три типа ассоциаций, в которых преобладающими глинистыми минералами являются слюдистые. Наибольшее распространение имеет тип 2, в котором после преобладающих слюдистых в порядке убывания содержатся смектитовые минералы и каолинит и хлорит. Грунты с ассоциацией глинистых минералов типа 2 имеют разный генезис: морской, аллювиальный, ледниковый, озерный, пролювиальный, техногенный. Возраст - от юрского до современного.
Ассоциация  4-го  типа, в которой даже преобладают слюдистые минералы глин, характеризуется меньшей физико-химической активностью: смектиты в ней имеют подчиненное значение. Помимо морских, ледниковых, аллювиальных, делювиальных отложений, эта  ассоциация характерна для грунтов лагунного и прибрежно-морского генезиса. Возраст пород – от каменноугольного до современного.
Тип 6 включает ассоциацию глинистых минералов, в которую помимо преобладающих слюдистых входят хлорит (каолинит) и упорядоченные смешанослойные минералы типа иллит-смектит, иллит-вермикулит, вермикулит, ректорит, корренсит. Ассоциация в основном характерна для пород, испытавших значительную катагенетическую переработку (аргиллиты,  алевролиты, сланцы). Мономинеральные упорядоченные смешанослойные встречаются крайне редко, в силу чего выделять их в отдельную ассоциацию не было смысла, как и любые мономинеральные глинистые породы, являющиеся, по сути, месторождениями полезных ископаемых. По генезису и возрасту грунты с такой ассоциацией глинистых минералов  представляют в основном две большие группы: верхнепротерозойские – нижнепалеозойские глинистые породы морского  генезиса и флювиогляциальные четвертичные отложения.
Отдельную, хотя и не очень распространенную, ассоциацию составляют глинистые минералы дисперсных грунтов с преобладанием каолинита или хлорита (тип 3). Каолинит и хлорит служат эталонами минералов, которые характеризуются низкой физико-химической активностью. Но это относится  в основном к каолинитам из известных месторождений, т.е. элювиальным грунтам с преобладанием каолинита. Каолиниты в дисперсных грунтах как объектах инженерно-геологических исследований существенно отличаются от элювиальных каолинитов как по морфологии, дисперсности частиц и структурным особенностям, так и по свойствам.
Ассоциация с преобладанием упорядоченных смешанослойных минералов (тип 5) встречаются в горных породах ограниченного генезиса (морского или гидротермального). Еще менее распространены упорядоченные  смешанослойные минералы, образовавшиеся при выветривании триоктаэдрических  слюд или хлоритов. Диоктаэдрические смешанослойные образования с упорядоченным переслаиванием пакетов разного типа в большинстве представлены иллит-смектитами, происхождение которых связано с преобразованием монтмориллонита в мелководных морских условиях или с породами, подвергнутыми региональному эпигенезу или контактному метаморфизму. Возраст пород обычно позднепротерозойский – раннепалеозойский. Возрастной диапазон упорядоченных смешанослойных гидротермального генезиса более широкий. [3]
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Заключение.
Проанализировав литературу по  данной теме реферата, я выявила, что в основе кристаллической структуры глинистых минералов лежат два типа структурных элементов: кремнекислородные тетраэдры и октаэдры. За счет закономерного сочетания структурных слоев формируется структура глинистых минералов.
С точки зрения  приуроченности основных породообразующих глинистых минералов являются группы каолинита-серпентина, смектита, гидратированных слюд, хлорита и смешанослойных минералов.
Чаще всего глинистые минералы они находятся в наборе нескольких глинистых минералов – природных ассоциации. Несмотря на многообразие глинистых минералов в природе, исследования, проведенные по анализу минерального состава многих сотен образцов глинистых грунтов разного возраста и генезиса, показали, что в них встречаются шесть типов природных ассоциаций.
 
 
 
 
 
 
 
 
 
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ.
1.Дриц В.А., Коссовская А.Г. Глинистые минералы. М.: Наука, 1991, 176 с.
2.Трофимов В.Т., Королев В.А., Вознесенский Е.А. и др. Грунтоведение. М.: МГУ, 2005.
3. Шлыков В.Г. Исследование структурных характеристик глинистых минералов для оценки физико-химических свойств дисперсных грунтов//Геоэкология.№1.с.43-52
 
 
5
 



и т.д.................


Перейти к полному тексту работы


Скачать работу с онлайн повышением уникальности до 90% по antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru


Смотреть полный текст работы бесплатно


Смотреть похожие работы


* Примечание. Уникальность работы указана на дату публикации, текущее значение может отличаться от указанного.