Сполуки Силіцію, Алюмінію і Феруму, їх структура

Середній вміст хімічних елементів у літосфері і ґрунтах у вагових відсотках

Хімічний і мінералогічний склад мінеральної частини ґрунту

Хімічні елементи, які входять у склад літосфери, представлені у ній не однаково. У табл. 2.2. наведений середній елементарний склад літосфери і ґрунту – найбільш верхньої частини літосфери на поверхні суші (виняток складають лише геологічні молоді гірські області, де незмінені магматичні породи виходять на денну поверхню).

Літосфера по масі складається майже наполовину із О (47,2 %). Друге місце займає Si, складає четверту частину – 27,6 %. За Si ідуть Al і Fe, у сумі становлять більше 13 %. Са, Na, K i Mg входять у наступну за кількісним значенням групу елементів; кожного з них у літосфері знаходиться 2-3 %. Всі інші елементи присутні у літосфері у кількостях менше 1 %, у тому числі й важливі для живлення рослин елементи: С, Н, N, S, P, Mn; ще менше міститься у літосфері таких “мікроелементів”, як Cu, Zn, Co, B, Mo (табл. 2.2).

Таблиця 2.2

(за Виноградовим, 1950)

Елементи	Літосфера	Ґрунт	Елементи	Літосфера	Ґрунт
O	47,2	49,0	C	0,1	2,0
Si	27,6	33,0	S	0,09	0,085
Al	8,8	7,13	Mn	0,09	0,085
Fe	5,1	3,8	P	0,08	0,08
Ca	3,6	1,37	N	0,01	0,1
Na	2,64	0,63	Cu	0,01	0,002
K	2,6	1,36	Zn	0,005	0,005
Mg	2,1	0,6	Co	0,003	0,0008
Ti	0,6	0,46	B	0,0003	0,001
H	0,15	?	Mo	0,0003	0,0003

Ґрунт значно відрізняється за своїм середнім вмістом від середнього складу літосфери. У ґрунтах має велике значення О і Н як елементи води, яка відсутня у магматичних гірських породах. У ґрунтах значно більше, ніж у середньому в літосфері, міститься С (у 20 разів) і N (в 10 разів) завдяки тому, що ґрунти входять у біосферу і містять органічні речовини. У той же час Al, Fe, Са, Na, K i Mg у ґрунтах міститься менше, ніж у літосфері, причому кожного з цих елементів – по-різному, відповідно особливостям його поведінки у процесі вивітрювання і ґрунтотворення.

Мінерали, що входять до складу ґрунтів, поділяються на дві групи: первинні і вторинні. Первинні мінерали у своєму походженні пов’язані з магматичними або метаморфічними породами. Змінені під впливом фізичних факторів вивітрювання, ці мінерали у тій чи іншій кількості присутні у ґрунті у хімічно незміненому виді. Вторинні мінерали утворюються із первинних у результаті сукупної дії фізичних, хімічних і біологічних факторів.

Найбільш поширеними первинними мінералами у ґрунтах є мінерали, які містять оксигенні з’єднання силіцію: кварц (оксид силіцію), польові шпати, амфіболи, піроксени і слюди (алюмо- і феросилікати). Ці ж мінерали складають основну масу магматичних порід (табл. 2.3).

Первинні мінерали відрізняються різноманітним хімічним складом і кристалічною структурою, у зв’язку з цим і різною стійкістю до вивітрювання. Зупинимось на структурі з’єднань силіцію.

Будова кристалічної гратки мінералів у значній мірі визначається об’ємом іонів, що її складають, або, приймаючи форму іонів сфероподібною, величиною їх радіусів. У елементарних ланок, з яких складаються кристали, об’єм катіонів і аніонів визначає їх взаємне розташування. Стійка структура утворюється тоді, коли кожний катіон дотикається до аніонів, що його оточують.

Таблиця 2.3

Середній мінералогічний склад магматичних і осадових порід, % (за Jeffris, 1947)

Групи мінералів	Магматичні породи	Осадові породи
Первинні мінерали
Польові шпати	57,8	7,0
Амфіболи	16,0	-
Кварц	12,8	38,0
Слюди	3,6	20,0
Вторинні мінерали
Карбонати	1,1	20,0
Глинисті мінерали	0,5	9,0
Лімоніт	0,2	3,0
Інші	8,0	3,0

Число іонів протилежного знаку, що оточують даний іон, називається координаційним числом. Величина його залежить від співвідношення радіусів іонів, визначає форму оточення, а відповідно, і характер елементарної ланки (рис. 2.1).

Ці відношення наступні:

Відношення радіуса катіона до радіуса аніона	Координаційне число	Форма оточення
0,15-0,2		трикутник
0,22-0,41		тетраедр
0,41-0,73		октаедр
0,73-1,37		куб
		кубо-октаедр

Елементарною ланкою кремнекисневого з’єднання є тетраедр, чотири вершини якого зайняті великими аніонами О^2- (r = 1,32 Ǻ), а у центрі знаходиться маленький катіон Si⁴⁺ (r = 0,39 Ǻ). Тетраедр (SiО⁴)^4- є основною структурною одиницею всіх існуючих у природі з’єднань силіцію з оксигеном: оксиди силіцію (кварцу), силікатів і алюмо- і феросилікатів. У ланці SiО₄ переважає від’ємний заряд (на чотири позитивних заряди силіцію припадає вісім від’ємних зарядів оксигену), який може бути компенсований двома шляхами: а) приєднанням катіонів або б) з’єднанням з іншими кремнекисневими тетраедрами. Приєднання катіонів за рахунок вільних валентностей оксигену має місце у ортосилікатів, таких як форстерит (Mg₂SiO₄), фаяліт (Fe₂SiO₄), олівін [(Mg,Fe)₂SiO₄], у їх кристалічній структурі кремнекисневі тетраедри ізольовані один від другого.

З’єднання тетраедрів між собою відбувається через вершини, тобто оксигенні іони є одночасно зв’язаними з двома іонами силіцію. З’єднання при цьому можуть бути самими різноманітними. Залишені вільними валентності оксигених іонів зв’язуються катіонами. У природі існують мінерали, які відповідають кожному типу ізольованих груп тетраедрів (рис. 2.2).

Рис. 2.1. Різні типи координації катіонів і аніонів (за Бетехтіним)

Рис. 2.2. Форми окремих кремнекисневих груп

Кремнекисневі тетраедри можуть утворювати і неперервні структури, об’єднуючись у одинарні ланцюги, що характерно для піроксенів (наприклад, енстатит – Mg₂Si₂O₆, гіперстен – (Mg,Fe)₂Si₂O₆), або у подвійні ланцюги, як у мінералів групи амфіболів (наприклад, антофіліт – ((Mg,Fe)₇(ОН)₂[Si₈O₂₂]), або утворювати листи, як у слюд. У останньому випадку тетраедри з’єднуються один з одним трьома вершинами і утворюють гексагональну (шестикутну) сітку у вигляді плоского шару або листка неперервної протяжності у двох напрямках, при цьому іони оксигену з одною вільною валентністю – активні іони (по одному від кожного тетраедра) – направлені всі у одну сторону, утворюючи особливий активний лист, за допомогою якого кожний шар пов’язаний з іншими шарами. Така будова надає слюдам пластинчастості.

Якщо кремнекисневі тетраедри з’єднуються між собою так, що кожний із чотирьох іонів оксигену належить двом тетраедрам, то утворюються структури, неперервні у трьох напрямках, і вони зовсім не мають активних іонів оксигену. Таку структуру, яка відповідає формулі (SiO₂) n, має кварц, вона відзначається великою стійкістю.

Для польових шпатів також характерні трьохмірні каркаси, але на відміну від кварцу, вони не відповідають формулі SiO₂. Справа у тому, що у частини тетраедрів польових шпатів іон Si⁴⁺ заміщений іоном АІ³⁺. Незважаючи на великий розмір іону АІ³⁺ (r = 0,57 Ǻ) у порівнянні з іоном Si⁴⁺ (r = 0,39 Ǻ), таке заміщення можливе тому, що відношення радіусів іонів АІ³⁺ і О^2- рівне 0,43, тобто близьке до границі між можливою четвертою і шостою координацією (див. вище). Утворений у результаті заміщення алюмокисневий комплекс (АІО₄)^5- несе на одиницю більший від’ємний заряд, ніж SiO^4-. Цей зайвий від’ємний заряд компенсується тим чи іншим катіоном. Цим пояснюється хімічний склад алюмосилікатів, до яких належать польові шпати з такими формулами, як NaAlSi₃O₈ – альбіт, СaAl₂Si₂O₈ – анортит та ін.

Серед польових шпатів важливе значення мають підгрупи плагіоклазу і ортоклазу. Плагіоклази – це натрієво-вапнякові польові шпати, у яких Na і Са ізоморфно заміщують один одного. Вони представляють неперервний ізоморфний ряд від альбіту NaAlSi₃O₈ до анортиту СaAl₂Si₂O₈. Підгрупа ортоклазу – калі-натрієві польові шпати, такі як ортоклаз – КАІSi₃O₈, натронотроклаз – (Na,К)AlSi₃O₈.

Мінерали, у яких Si⁴⁺ у тетраедрах частково заміщений на Fe³⁺, називаються ферисилікатами.

Слід відмітити, що ізоморфні заміщення відбуваються у кристалічній решітці у період її утворення, причому якість і кількість іонів, що заміщуються, залежить від складу і концентрації оточуючого розчину.

Дата добавления: 2014-01-04