Глинистое вещество осадочных пород, перемещенное из области сноса в бассейн седиментации, имеет в основном унаследованный характер, отражая состав тонкодисперсных продуктов разрушения материнских пород. В то же время при миграции глинистых взвесей, их осаждении, диагенезе осадков и катагенезе (Вассоевич, 1957) пород происходит ряд изменений в составе глинистого вещества и строении глинистых минералов. Характер этих изменений почти не изучен.

      Вероятно, некоторые различия в строении каолинита, а также других глинистых минералов могут быть выявлены и другими методами, кроме структурною анализа. Например, термический анализ может дать характеристику энергетической устойчивости структуры минерала; инфракрасно-спектральный анализ - сведения о неупорядоченно распределенных структурных особенностях минералов (размещение в пространстве гидроксилов, изоморфных замещений и др.). Большое значение при этих исследованиях может иметь электронномикроскопическое изучение морфологии частиц минералов разного происхождения.

      Вследствие этого многие исследователи считают, что глинистые минералы не свидетельствуют об условиях образования осадочных пород, а характеризуют только состав пород области сноса и продуктов их выветривания. Формальным подтверждением такого взгляда является нередкое распространение каолинита и других глинистых минералов в фациальных обстановках, условия образования которых не соответствуют опытным данным об условиях синтеза этих минералов.

      Это неправильное представление появилось в связи с тем, что исследователи в своих работах могут использовать только видовые определения глинистых минералов, при сопоставлении которых отчетливо выявляются лишь общие особенности кристаллической структуры минералов, позволяющие объединить их в одну группу (каолинитовую, монтмориллонитовую и т. д.). Критерии для определения структурных вариаций в пределах каждого вида и индивидуальных отличий глинистых минералов в конкретных образцах пока разработаны недостаточно.

      Естественно, что при существующих методах минералогических определений состава глинистого вещества ускользают из вида структурные изменения глинистых минералов в отложениях разных фаций.

      В последние годы появился ряд работ (Romero, Sabatier, 1962;. Klingebiel, Latouche, 1962; Weaver, 1958), авторы которых устанавливают структурные особенности гидрослюд и монтмориллонитов и используют их для уточнения представлений об условиях образования глинистых минералов и глин, а также для расчленения осадочных толщ. Нам удалось получить новые данные в отношении

      В течение ряда лет нами были исследованы комплексом методов, образцы каолинита из глин, глинистых кор выветривания, алевритовых и песчаных пород разного возраста, не подвергшихся воздействию процессов метаморфизма. Для определения условий образования отложений, охарактеризованных этими образцами, привлекались общие геологические данные, в том числе литологические особенности осадочных толщ и глин.

      Изменения в составе глинистого вещества в целом и особенности строения каолинита, встречающегося в разных фациях одновозрастных отложений, установлены на основании изучения разрезов угленосной толщи нижнего карбона (C1vtl и C1vbb) и вмещающих ее отложений верхнего девона и нижнего карбона (C1val), развитых в западной части Подмосковного бассейна (Vikulova, 1964). Исследованные образцы каолинитовых и каолинит-гидрослюдистых глин (из коллекций М. Ф. Викуловой- 1-288-315, 745, IV-350, 355, 357, 510, 630а, 649, 649,, 6492; V-136, 144, 782; VII-39, 44, 418; VIII-272, 409, 532, 593,906; IX-120, 140 142, 432, 474; А. С. Корженевской: 1-444; IV-447, V-450; И. Д. Зхуса: IV-Зх-8, Зх-24; VIII-Зх-1, Зх-4,3х-9; IX-Зх-2, Зх-3, Зх-5, Зх-7, Зх-111, характеризуют постепенную смену условий их образования от континентальных до морских.

      Изучение разреза Положского (УССР) месторождения огнеупорных глин и каолинов (образцы 1-137, 226; II-132, 134, 139; III-152, 168, 223, 235, 2376; VI-121, 148, 220; IX-156, 157, 158, 163 из коллекции М. Ф. Викуловой) дало возможность проследить характер структурных изменений каолинита, распространенного в морских, прибрежно-морских, лагунных и континентальных (озерных и речных) отложениях верхнего мела-неогена при недалеком перемещении глинистого материала из области сноса, где была значительно развита древняя каолинитовая кора выветривания.

      Кроме того, были изучены разрезы мощных каолинитовых кор выветривания, развитых на территории УССР на месторождениях Просяновском (образцы I-Iп, 68, 88, 95; II-21,78, 83), Турбовском (образцы I-1, 5, 7, 52, 54, 553а первичных каолинов; 1-37, 56, 57, 58 вторичных каолинов), Глуховецком (образец 1-178) и вскрытых скважинами, пробуренными в с. Мелени и г. Стрелингороде на Волыни (образцы I-262, 264, 279, 328), а также в Тургайском прогибе (образцы I-М- 1, 8/18, 16 л и 14л из коллекций М. Ф. Викуловой, Г. Т. Волостных и Б. М. Михайлова). Дополнительно были изучены следующие отложения, в составе которых обнаружен каолинит.

      1. Глины и глинистые алевролиты континентальных, лагунных и морских отложений средней юры-неогена, развитые в Западной Сибири (опорные скважины Колпашево I-P, Барабинск I-P, Покур I-P, Тюмень I-P2; обнажения по р. Кие в Кемеровской области (образцы 1-27, IX-93 из коллекций М. Ф. Викуловой, Е. М. Лаптиевой, М. А. Толстихиной, Б. М. Михайлова и А. В. Хабакова).

      2. Глины континентальной продуктивной толщи полтавского яруса неогена Часов-Ярского месторождения огнеупорных глин в УССР (коллекция П. Н. Яковлева; образцы, отмеченные буквой «я»).

      3. Разновозрастные континентальные каолинитовые глины и каолинит (единичные образцы), распространенные в различных районах СССР: Якутии (образец VIII-44/2); Канском бассейне (образец I-247); Средней Азии (образец III-378); на юге Подмосковного бассейна (образец VIII-767); Латнинском (образцы III-393, 856) и Смолино-Синеглазовском (образец IX-10) месторождениях огнеупорных глин. Изучен также каолин из месторождения каолина в Джорджии, США (образцы IX-669,671), «бейделлитовая глина» из Мозырской опорной скважины I-P (IX-М100). Римская цифра означает структурную группу каолинита.Образцы керна этих скважин обозначены соответственно буквами К, Б, ПР, Т.

      4. Каолинит гидротермального происхождения (единичные образцы) из Закавказья (образец I-768), Чили (образец VI-781), месторождения Акташ (Ср. Азия) (образец IX-671) и «бейделлит» месторождения Бейделл в Колорадо (образец IX-556 из музея ВСЕГЕИ).

      Исследованные комплексом методов фракции менее 0,001 мм пород состояли из каолинита, реже из каолинита и монтмориллонита или каолинита и гидрослюды (единичные образцы IV, VI VIII групп и почти все образцы IX группы). Во многих фракциях наряду с каолинитом присутствуют кварц, иногда полевой шпат, анатаз и гетит.

      Наиболее детальная структурная характеристика каолинитов была получена методом электронографии. Она представлена теми дифракционными признаками этого минерала, которые проявляются в электронограммах от косых текстур, обладающих многочисленным и систематизируемым набором рефлексов, надежно индицируемых и оцениваемых по их интенсивности.

      Уже при визуальном анализе расположения и распределения интенсивностей рефлексов можно выявлять такие особенности структуры, каолинита, как форма элементарной ячейки и качественно оцениваемая степень совершенства структуры. По этим признакам условно выделяются девять структурных форм каолинита. Исследованные образцы каолинита разных фациальных типов глинистых пород расположены слева направо по постепенному убыванию степени совершенства структуры и сверху вниз-по постепенному изменению формы элементарной ячейки от триклинной до моноклинной (Понятие элементарной ячейки "в строгом смысле применимо лишь к совершенным структурам (структурные группы I, VII). Если идентичность разных ячеек структуры является не полной (либо из-за некоторых различий размещения в них атомов, либо из-за вариаций их размеров и формы), то их следует считать псевдоячейками, описывающими ту повторяемость, которая еще сохраняется в структуре минерала. Под триклинно-моноклинной (структурные группы IV, V, VI) подразумевается усредненная ячейка структуры, в которой у разных ячеек в незначительных пределах изменяется угол ?. Термины «триклинная», «моноклинная» и «триклинно-моноклинная» относятся лишь к форме ячейки и их не следует ассоциировать с симметрией структуры каолинита, которая является триклинной если структура совершенная, либо псевдотриклинной, если структура имеет нарушения в ее периодичности.) В пределах каждой из этих форм отдельные образцы каолинита могут различаться по степени упорядоченности в строении отдельных слоев и их взаимном расположении, а также по степени дальнего порядка, свойственного их структурам.

      Такое подразделение каолинитов не является неожиданным, несмотря на то, что рентгеновский метод создал иные представления о характере разнообразия каолинитов. По рентгеновским данным, каолиниты образуют непрерывный ряд от разновидностей, характеризующихся совершенной структурой и триклинной элементарной ячейкой, до неупорядоченных по структуре разновидностей, в которых вследствие беспорядочного смещения слоев ячейка в среднем является моноклинной.

      Однако резкое разграничение каолинитов по форме элементарной ячейки (триклинная и моноклинная) несовместимо с непрерывностью ряда по степени совершенства структуры. Невозможно себе представить, каким образом в таком ряду происходит переход от каолинита с триклинной элементарной ячейкой к каолиниту с моноклинной элементарной ячейкой.

      Условное выделение девяти структурных групп основано на данных, получаемых при анализе электронограмм, и более оправдано, так как в этом случае не проводится резкого разграничения каолинитов по форме элементарной ячейки.

      Следует отметить, что использованные признаки (элементарная ячейка и совершенство структуры) являются косвенными и непосредственно не связываются с условиями образования каолинита, так как форма ячейки еще не определяет расположения в ней атомов, а качественная оценка совершенства структуры еще не раскрывает природы тех нарушении, которые происходят в структуре каолинита и не выявляют тех ограничений, которые существуют для всего разнообразия каолннитовых структур. Поэтому целесообразно проанализировать использованные признаки каолинита и определяемые ими структурные формы в свете тонких особенностей каолинитовой структуры, установленных при детальных исследованиях каолинитовых минералов (Brindley, Nakanira, 1958; Звягин, 1960; Дрит, Кашаев, 1960; Newenham, 1961).

      Как известно, каолинит является «слоистым» силикатом, построенным из двухэтажных силикатных слоев, образованных сочленением двумерной сети А1-[О, ОН] октаэдров с сеткой SiO тетраэдров. В зависимости от способа примыкания друг к другу сеток и их взаимной ориентировки в фиксированной системе координат возможны шесть типов каолинитового слоя. Эти слои оказываются ротационно идентичными и переходят друг в друга при поворотах (вокруг нормали к слоям) на углы, кратные (Звягин, 1962). Одновременно они различаются по векторам смещения сеток внутри слоя. Смещения могут быть использованы в качестве признака слоев.

      По-видимому, при образовании минерала на месте совершенство структуры его слоев зависит, с одной стороны, от длительности и стабильности условий кристаллизации, с другой-от того, насколько соответствуют термодинамические и физико- химические условия среды образования пределам энергетической устойчивости структуры каолинита.

      Другим фактором, определяющим совершенство структуры каолинита, является упорядоченность взаимного расположения слоев.

      В идеальном случае все слои каолинита имеют одинаковую ориентировку. Однако такое расположение слоев неустойчиво. Результаты структурного анализа диккита (Newnham, 1961) показали, что в каолинитовом слое атомы О, лежащие на одной наружной поверхности его, и группы ОН-на другой, расположенные в плоскости симметрии слоя и вне ее, имеют разные координаты z по оси с, образуя выемки и впадины. По сочетанию этих выемок и впадин в структуре каолинита расположение слоев метастабильное. Под влиянием внешних воздействий расположение слоев склонно измениться так, чтобы выемки поверхности одного слоя прилегали к выступам смежной поверхности другого; при этом формируются выгодные сочетания слоёв.

      Изменения относительного расположения слоев в каолините можно себе представить следующим образом. Вследствие слоистого характера структуры и слабой связи между слоями каолиниты обладают совершенной спайностью. При переносе под влиянием различных физических воздействии от столкновения отдельных частиц минерала друг с другом кристаллы его расщепляются по плоскостям спайности. Кроме того, одна часть кристалла может смешаться с разворотом по отношению к другой так, что в промежутках между ними возникают упомянутые более выгодные сочетания слоев. При однократном двойниковании последовательность слоев каолинита, разбивается на две зоны, разделенные «диккитовым» промежутком.

      Наибольшее количество образцов характеризует морские (48 образцов), озерные (46 образцов), глины и каолинитовую кору выветривания (25 образцов), меньшее-речные (13 образцов), лагувные (10 образцов) и озерно-болотные (8 образцов) отложения, и малое количество (по два образца) - делювиальные и дельтовые отложения. Поэтому приведенная ниже характеристика структурных особенностей каолинита разных генетических типов пород неравноценна и требует дополнений, что следует учитывать при дальнейших исследованиях.

      В корах выветривания, длительно развивавшихся на разных породах - гранитах, мигматитах, габбро, сланцах, туффитах, глинах (образец 315) и их делювии (образцы 1-444, П-Т-670), присутствует каолинит, преимущественно I, реже II и III групп. Каолинит III группы (образец 2376) является продуктом начальной стадии замещения биотита в слабо выветрелом граните.

      В речных отложениях (глинах, глинистых алевролитах и песчаниках) каолинит имеет более разнообразное строение. Каолинит I группы (образец М-27 из белого песка верхнего мела и 226-из песчаника палеогена) возник на месте в результате замещения полевых шпатов и слюд, реликты которых сохранились в каолинитовом цементе.

      Каолинит II группы (образец 139 из белого песка неогена,, залегающего в кровле вторичного каолина на месторождении Пологи) и IV группы (образец Т-653 из алевролита J1-J2) перенесен на близкое расстояние от "источника сноса. Каолинит VIII группы (образцы 44/2, .« 164, 216 и 218) имеет аллотигенное и аутигенное (частичная перекристаллизация глинистого вещества, полевых шпатов и слюд) происхождение. Каолинит VIII (образец 211) и IX (образцы 213 и 93) групп является перенесенный. Его структурные особенности обусловлены нарушениями в строении минерала при переносе, отложении и при уплотнении.

      В озерных отложениях структурные формы каолинита наиболее разнообразны. В глинах, материал которых был перенесен на недалекое расстояние от коры выветривания, содержится мало измененный каолинит I группы, (образцы 37, 56-58, «вторичных» каолинов, залегающих в кровле первичного каолина-образцы 1, 7, 5, 52 из месторождения Турбово). В глинах, измененных в различной степени на месте после отложения и до перекрытия вышележащими осадками, присутствует каолинит I (образец 745), II (образцы 132, 134), IV (образцы :3х-8, Зх-24, 350, 355, 357, 447, 510, 649), V (образцы 144, 782), VII (образцы 39, 44, 418) и VIII (образцы 272, 409, 593, 906) групп. Этот каолинит обнаружен в сухарных и полусухарных боровичско-любытинских, андреапольских и всходских глинах нижнего карбона (Подмосковный бассейн) и во вторичных каолинах месторождения Пологи (образцы II группы).

      Каолинит озерных глин, не подвергшихся преобразованию после отложения; является аллотигенным и относится к VI и IX группам.

      В озерно-болотных глинах обнаружен каолинит IV,V, VII и IX групп, который принесен в заболоченные водоемы приморской равнины (нижний карбон Подмосковного бассейна) и частью преобразован на месте под влиянием жизнедеятельности растений и продуктов их распада (IV,V, VIII группы). В шлифах из глин видны новообразования каолинита с колломорфной структурой и замещение каолинитом остатков растений.

      Каолинит дельтовых глин (образец 136) и песчаника (образец К-317) относится к V группе. Макроскопически и в шлифах наблюдается замещение полевых шпатов, слюд и растительных остатков каолинитом.

      В лагунных глинах обнаружен каолинит III, VIII и IX групп, по-видимому, только аллотигенного происхождения. Каолинит III группы (образцы 158 и 228) перенесен на недалекое расстояние от каолинитовой коры выветривания (разрез месторождения Пологи).

      Все морские глины имеют смешанный состав и содержат каолинит как второстепенный глинистый минерал. Структура каолинита во всех образцах морских глин несовершенная (III, VI, IX группы). Каолинит III и VI групп перемещен на недалекое расстояние от источника сноса (разрез месторождения Пологи). Глины, образовавшиеся в прибрежных водоемах - опресненных заливах (образцы IX группы К-18, 142; Т-274 и др.), содержат каолинит с относительно менее несовершенной структурой и формой элементарной ячейки; в более удаленных от берега участках морских бассейнов образовался каолинит с наиболее нарушенной структурой. Этот каолинит иногда встречается с монтмориллонитом в виде сростков типа КММ («бейделлит»).

      Результаты исследований показывают, что строгой приуроченности структурных разновидностей каолинита к определенным генетическим типам пород (озерным, речным, морским и др.) не наблюдается. Любая разновидность каолинита присутствует в породах разных фациальных групп, и в породах одной группы фаций обнаружен каолинит с разными структурными особенностями. Это связано с тем, что формирование минералогических особенностей глин и структурных форм каолинита определяется многими природными факторами (физико-географическими и климатическими условиями, геохимическими особенностями водной среды, жизнедеятельностью животных и растений, составом органического вещества и др.), изменяющимися даже в пределах одной обстановки. Влияние каждого фактора в отдельности и всех в целом в данной обстановке на вариации в строении глинистых минералов недостаточно изучено. Поэтому условия образования исследованные пород, содержащих каолинит, можно было охарактеризовать лишь в пределах крупных групп фаций.

      Необходимо также иметь в виду, что пределы устойчивости структурных форм каолинита не являются узкими. Каолинит с различными. формами структуры может существовать в разных обстановках, соответствующих одной группе фаций, при этом условия возникновения их могут быть разными.

      Несмотря на невозможность в настоящее время полностью сопоставить данные о генезисе пород, содержащих каолинит, с данными о структурных особенностях этого минерала, полученные сведения позволяют установить общие тенденции в развитии и характере распространения структурных форм каолинита в осадочных породах. Они определяются процессами синтеза каолинита на месте образования породы и изменения его вплоть до полного разрушения при переносе и химическом растворении.

      Синтез каолинита происходит главным образом в коре выветривания различных пород (I, II, III группы каолинита) и в осадочных породах - глинах, песчаниках, алевролитах, углях, бокситах (озерные, речные, болотные фации-I, II, III, IV, V, VII и частично-VIII группы каолинита) в результате вторичных изменений принесенного материала при отложении осадка, его выветривания до диагенеза, диагенезе и катагенезе.

      Новообразования каолинита различимы макроскопически и микроскопически и имеют вид: 1) кристаллов и их сростков вермикулитоподобной, вееровидной, сноповидной, таблитчатой или порфиробластовой формы (иногда это псевдоморфозы по исходным минералам) или 2) колломорфных (часто натечных) мономинеральных выделений разных размеров и формы в глинистом веществе, трещинках и пустотах породы или полостях растительных остатков.

      Каолинит длительно развивавшихся (зрелых) кор выветривания (Просяновское, Турбовское, Глуховецкое и другие месторождения), переотложенных на небольшом расстоянии продуктов их размыва (Турбовское, Положское месторождения), а также некоторых интенсивно преобразованкых на месте осадочных пород (боровичские сухарные глины, речные песчаные породы; турбовский и положений вторичные каолины) независимо от степени совершенства структуры минерала имеет триклинную элементарную ячейку (образцы I, II, III группы). В начальную стадию формирования каолинита на месте возможно возникновение несовершенной структуры (образец III-237,б), которая в дальнейшем постепенно упорядочивается при собирательной кристаллизации.

      При переносе, в результате столкновений друг с другом и другими минералами, частицы каолинита расщепляются по спайности, скалываются на гранях и разламываются. При этом может происходить смещение слоев з структуре минерала, иногда с разворотом одной части кристалла по отношению к другой, и возникновение между ними устойчивых сочетаний слоев. Растепленные обломки кристаллов могут срастаться после отложения.

      Механические воздействия и срастания способствуют постепенному переходу каолинита совершенной структуры с триклинной формой элементарной ячейки в каолинит несовершенной структуры с моноклинной элементарной ячейкой (каолинит IX группы).

      Нарушения при переносе подготавливают каолинит к дальнейшему изменению в химическому растворению, если среда осадка сможет энергично воздействовать на принесенный материал и способствовать либо окончательному разрушению (например, в море, засоленной лагуне), либо возникновению новых индивидов каолинита путем преобразования принесенных его частиц.

      Наиболее распространен в исследованных образцах (и по-видимому, вообще в природе) каолинит I и IX групп. К I группе относится каолинит аутигенный, образовавшийся в коре выветривания различных пород или при диагенезе и катагенезе глинистых и глинисто-песчаных пород, и аллотигенный, перемещенный на очень незначительное расстояние от коры выветривания в континентальные водоемы.

      Каолинит IX группы имеет только аллотигенное происхождение и обнаружен в смеси с гндрослюдой или монтмориллонитом в глинистых и песчаных породах континентального и морского происхождения. В морских глинах каолинит не образуется, но существует в определенных границах, постепенно измельчаясь и разрушаясь при переносе. Глины относительно удаленных от берегов моря фаций содержат каолинит с наиболее нарушенной структурой. К таким глинам, в частности, относятся «бейделлитовые» глины мезозоя и палеогена Западно-Сибирской низменности (образцы ІХ-ПР-8, Б-85а и др.).

      Каолинит остальных групп в породах осадочного происхождения является промежуточным по структурным особенностям между каолинитом I и IX групп. Он установлен в небольшом количестве образцов, главным образом в отложениях нижнего карбона Подмосковного бассейна и верхнего мела - неогена в разрезе Положского месторождения огнеупорных глин. Каолинит этих групп возник в результате изменения его при переносе или перекристаллизации после отложения, а также в результате не совсем совершенной кристаллизации продуктов выветривания (образцы П-21, 78, 83).

      Каолинит осадочных пород, имеющий только аллотигенное происхождение, сосредоточен в III (исключая образец 378), VI, IX и частью VIII (образцы 44/2, 211; 451 и др.) группах. Каолинит остальных групп (II, IV, V, VII) и некоторые образцы VIII группы (216, 218, 272, 409, 906) имеет аллотигенное и аутигенное происхождение.

      Диа- и катагенетические новообразования каолинита имеют разную степень совершенства структуры и разную форму элементарной ячейки. Они возникают при синтезе из химических и коллоидных растворов (почки каолинита в угле - образец 1-288;: стяжения каолинита в бокситах- образцы ІІІ-378, VIII-767) в стадии диагенеза и катагенеза или в результате механического перемещения тонких суспензий подземными водами по порам и трещинам с сохранением структуры принесенного глинистого минерала. Этот процесс аналогичен современному почвенному плювиальному процессу (Градусов и др., 1961). Отложение перенесенных чешуек глинистого минерала нередко сопровождается оптической ориентировкой частиц и упорядочением структуры глинистого минерала. Такие новообразования каолинита наблюдаются и в настоящее время, например, в сухарных, каолннитовых глинах, пройденных шахтными выработками в г. Боровичи (образцы IV-6303, 649Ь 6492).

      Каолинит гидротермального происхождения исследован в нескольких случайных образцах, условия образования которых не достаточно ясны. Размещение этих образцов (см. рис. 1) показывает, что в гидротермальных месторождениях встречен каолинит I, II и IX групп. Вероятно, в дальнейшем и в этих породах будет установлена более полная гамма структурных форм каолинита, что даст возможность уточнить влияние физико-химических условий среды на формирование каолинита.

      Каолинит и, судя по литературным данным, гидрослюда и монтмориллонит (вероятно, и другие глинистые минералы) осадочных пород не являются инертным материалом, только механически перемещенным из области сноса и бассейны седиментации. Они реагируют на окружающую среду, воздействующую на них механически и химически при выветривании, перекосе, отложении, диагенезе и катагенезе.

      Нестрогая приуроченность разных структурных форм каолинита к определенным генетическим типам глинистых пород естественна и определяется недостаточной изученностью, с одной стороны, фациальных особенностей (геологических, литологических, минералогических и геохимических) глин крупных групп фаций (озерных, речных и др.), которые возникли в разных климатических и физико-географических условиях, и с другой-структурных особенностей минерала.

      Оценка степени совершенства и определение формы элементарной ячейки-первые шаги в познании кристаллической структуры каолинита разных условий образования. Определение этих особенностей строения каолинита по электронограммам имеет качественный характер и доступно любому геологу, знающему основы структурного анализа. Но многие особенности строения кристаллов глинистых минералов разных видов еще не изучены. В дальнейших исследованиях необходимо будет осветить вопросы, связанные с установлением закономерностей строения слоев структуры каолинита и их сеток, конкретных искажений слоев, координат атомов, межатомных расстояний и т. д.

      Вероятно, некоторые различия в строении каолинита, а также других глинистых минералов могут быть выявлены и другими методами, кроме структурною анализа. Например, термический анализ может дать характеристику энергетической устойчивости структуры минерала; инфракрасно-спектральный анализ - сведения о неупорядоченно распределенных структурных особенностях минералов (размещение в пространстве гидроксилов, изоморфных замещений и др.). Большое значение при этих исследованиях может иметь электронномикроскопическое изучение морфологии частиц минералов разного происхождения.

      Структурные формы каолинита, устанавливаемые по форме элементарной ячейки и степени совершенства структуры, сами по себе, как это следует из изложенного выше, не являются четкими индикаторами какой-то одной определенной обстановки, но в совокупности с рядом геологических данных и особенностями строения пород они уже теперь могут явиться дополнительными критериями для определения условий их образования.

      При дальнейших исследованиях глин для уточнения условий их образования нельзя ограничиваться видовыми определениями глинистых минералов. Необходимо сочетать детальный структурный анализ глинистых минералов, произведенный комплексом методов, с детальным фациальным анализом глин и вмещающих их осадочных толщ. При этом следует обращать особое внимание на установление признаков унаследованности состава глинистого вещества и проявлений аутигенного минералообразования в разные стадии развития осадка-породы.

     1.    Вассоевич К. Б. О терминологии, применяемой для обозначения стадий и этапов литогенеза. Геология и геохимия, вып. 1 (VII), Гостоптехиздат, 1957.

     2.    Викулова М. Ф. Влияние условий образования глин нижнего карбона запад-ной части Подмосковного бассейна на изменение их состава. Дельтовые и мелководно-морские отложения. Комиссия по осадочным породам при отдел, геолог.-географ. наук АН СССР, 1963.

     3.    Градусов В. П., Дзядевич Г. С. Химический и минералогический состав илистых фракции сильно подзолистой почвы о связи с миграцией элементов. Почвоведение, № 7, 1961.

     4.   Дриц В. А. и Катаев Л. А. Рентгенографическое изучение монокристалла каолинита. Кристаллография, т. 5, №- 2, 1960.

     5.    Звягин Б. Б. Электроннографическое исследование .минералов каолинитовой группы. Докл. АН СССР, т. 96, № 4, 1954.

     6.   Звягин Б. Б. Электронографпческое определение структуры каолинита. Кристаллография, т. 5, № I, 1960, Докл. АН СССР, т. 130, № 5, 1960.

     7.   Звягин Б. Б. К теории полиморфизма минералов ни двухэтажных каолинито-подобных слоев. Кристаллография, т. 7, ЛЬ 1, 1962.

     8.   Вrindley G. W., Nakahira M. Further consideration of the crystal strukture of kaolinite. Min. Mag.. 31, N 240, 1958.

     9.   К1іngebіe1 A. et Latouche C. Etude cristallolgraphique des illites dans les series eocenes du Bordelais. С r. Acad. sci, t. 255, N 1, 1962.

     10.   Newnham R. E. A refinement of the dickite structure and some remarks on polymorphism in kaolin minerals. Min. Mag.. 32. N 252, 1961.

     11.   Newnham R. E., Вrindley G. W. The crystal structure of dickite. Acta cryst., v. 9, 759, 1956.

     12.   Romero A., S aba tier G. L'elargissement des raies 001 de diffraction de l'iliite dans les formation sedimentaires. C. r. Acad. sci, t. 254, N 5, 1962.

     13.   Weaver С. Е. The distribution and identification of mixed layer clays in sedimentary rocks. Amcr. -Miner., v. 41, N 3-4, 1956.

     14.   Weaver С. Е. The effects and geologic significance of potassium «fixation» by expandable clay minerals derived from muscovite, biotite, chlorite, and volcanic material. Amer. Miner., v. 43, N 7-8, 1958.

     15.   Vikulova M. F. Effect of the urigin of the lower carboniferous clays in the western hart at the Moscow basin on the alterations of their clay minerals. Developments in Sedimentalady. v. 1 Deltaic an shallow marine deposits. Proced. of the 6 Int. sediment, congress. The Netherlands and Belgium.. 1963; Edit, by L. M. I. U. van Stradten,-Amsterdam, І964.