为单个的单元晶层。很多人试图测定钠蒙脱石的颗粒大小，但是很困难，因为它的矿片很薄，形状又不规则，而且颗粒大小的变化范围也很大。卡恩(Kahn)用超离心机和近代光学仪器研究了钠蒙脱石的颗粒大小，其研究结果列于表2-3。
表2-3的数据表明，粘土颗粒的宽度和厚度均随等效球形半径的降低而减小。这一结果从X-射线衍射和光散射研究得到同样的证明。用超离心机分离出的粗钠蒙脱石，其边缘的电子显微镜照片表明，每3-4个单元层堆叠在一起而组成薄片。如果交换性阳离子主要为钙、镁、铵等(称为钙土、镁土、铵土)，则分散程度较低，颗粒较粗。卡恩在研究中运用了“等效球”这一概念。假设一个球体的体积和不规则形状粘土颗粒的体积相等，则该球体谓之粘土颗粒的等效球。
推算等效球大小的方法是，假定粘土颗粒为一扁方体，扁方体的体积以下式计算： V粒＝L2B 式中 V粒—粘土颗粒体积，μm；
L—所测得的粘土颗粒最大宽度，μm；
B—所测得的粘土颗粒厚度，μm。 其研究结果列于表2-3。
例2-1 试根据表2-3中第二组数据中的电子显微镜观察数据，验算粘土颗粒的等效球半径R。
223LB3?1.1?88解：R?3?30.136(?m) 44?4??10验算结果与给出的数据0.14~0.08μm相吻合。
例2-1 试根据表2-3中第二组数据中的电子光学双折射法所测得的数据推算粘土颗粒的等效球半径，并说明电子显微镜观察法与电子光学双折射法的优劣。
3L2B33?2.12?88解：R??0.210(?m) 44?4??103推导结果远大于给出的数据0.14~0.08μm，说明电子显微镜观察法较电子光学双折射要
可靠一些。
(3)伊利石(I11ite)
伊利石也称为水云母。伊利石的理论化学式为： (K,Na,Ca2)m(Al,Fe,Mg)4(Si,A1)8O20(OH)4·nH2O
式中，m小于1。它的原生矿物是白云母和黑云母。在云母演变为伊利石的过程中，由于云母颗粒逐渐变细，比表面积增大，裸露在表面的钾比晶层内部的钾易于水化，也容易和
＋＋＋
别的阳离子交换；晶层间的K也有一部分换成了Ca2、Mg2、(H3O)+。化学分析表明，伊利石比它的原生矿物云母少钾、多水。因此，它又称为水云母。
伊利石是三层型粘土矿物，其晶体构造和蒙脱石类似，主要区别在于晶格取代作用多发生在四面体中，铝原子取代四面体的硅。最多时，四个硅中可以有一个硅被铝取代。晶格取
＋＋＋
代作用也可以发生在八面体中，典型的是Mg2和Fe2取代A13, 其晶胞平均负电荷比蒙脱
＋
石高，产生的负电荷主要由K来平衡，见图2-7。
伊利石的晶格不易膨胀，水不易进入晶层之间，这是因为伊利石的负电荷主要产生在四
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面体晶片，离晶层表面近，K与晶层的负电荷之间的静电引力比氢键强，水也不易进入晶
＋
层间，另外，K的大小刚好嵌入相邻晶层间的氧原子网格形成的空穴中，起到连接作用，
＋
周围有12个氧与它配位，因此，K连接通常非常牢固，是不能交换的。然而，在其每个粘土颗粒的外表面却能发生离子交换。因此，其水化作用仅限于外表面，水化膨胀时，它的体积增加的程度比蒙脱石小得多。
伊利石在水中可分散到等效球形直径为0.15μm的颗粒，宽约为0.7μm。有些伊利石以降解的形式出现。这种降解的形式是由于钾从晶层间伸出来，这种变化使某些晶层间水化和晶格膨胀，但是绝不会达到蒙脱石水化膨胀的程度。
伊利石是最丰富的粘土矿物，存在于所有的沉积年代中，而在古生代沉积物中占优势。钻井遇到含伊利石为主的泥页岩地层时，常常发生剥落掉块，需采用抑制粘土分散的钻井液。
粘土矿物的晶体构造，特别是其表面构造和钻井液关系最密切，因为粘土和水及处理剂的作用主要在表面上进行，因此，了解粘土矿物的性质应着重从晶体构造了解粘土表面的性质。三种粘土矿物的特点见表2-4和图2-8。
(4) 绿泥石（Chlorite）
绿泥石晶层由叶腊石似的三层型晶片与一层水美石交替组成，图2-9所示。硅氧四面体
＋＋
中的部分硅被铝取代产生负电荷，但是其净电荷数是很低的。水镁石层有些Mg2被Al3取代，因此带正电荷，这些正电荷与上述负电荷平衡，其化学式为： 2[(Si,A1)4(Mg,Fe)3O10(OH)](Mg,A1)6(OH)12
通常绿泥石无层间水，而某种降解的绿泥石中一部分水镁石晶片被除去了，因此，有某种程度的层间水和晶格膨胀。绿泥石在古生代沉积物中含量丰富。
(5)海泡石族
海泡石族矿物俗称抗盐粘土，属链状构造的含水铝镁硅酸盐。其中包括：海泡石、凹凸棒石；坡缕缟石(又名山软木)。
目前，这类粘土矿物的研究资料较少，它是含水的铝镁硅酸盐，其晶体构造常为纤维状，其特点是硅氧四面体所组成的六角环都依上下相反的方向对列，并且相互间被其它的八面体氧和氢氧群所连接，铝或镁居八面体的中央。同时，构造中保留了一系列的晶道，具有极大的内部表面，水分子可以进入内部孔道。图2-10是坡缕缟石晶体构造示意图。
海泡石为一含水的硅酸镁，SiO2与MgO的分子比约等于1.5。但是长期以来由于各地的海泡石化学成分有显著的差别，所以化学式尚未最后确定，通常以4MgO·6SiO2·2H2O来表示海泡石族具有的独特晶体构造，其外形为纤维状，由它配制的悬浮体经搅拌后，其纤维互相交叉，形成“乱稻草堆”似的网架结构，这是它保持悬浮体稳定的决定性因素。因此，海泡石族粘土悬浮体的流变特性取决于纤维结构的机械参数，而不取决于颗粒的静电引力。 由于这种矿物具有特殊的晶体构造，因而它的物理化学性质也和其它粘土矿物有显著的不同。这表现在它含有较多的吸附水(如表2-5)，具有好的热稳定性，适用于配制深井钻井液。另一方面，它在淡水中与在饱和盐水中造浆情况几乎一样，因而具有良好的抗盐稳定性。因此，用它配制的钻井液用于海洋钻井和钻高压盐水层或岩盐层具有很好的悬浮性能。
(6)混合晶层粘土矿物
有些地方发现，多种不同类型的粘土矿物晶层堆叠在同一粘土矿物晶体中，这类矿物称为混合晶层粘土矿物。不同晶层的互相重叠，称为混层结构。最常见的混层结构有伊利石和蒙脱石混合层(简称伊蒙混层)、绿泥石和蛭石的混合层结构。一般来说，各晶层的排列次序是无规则的，也有地方是以同样的次序有规则的重复排列。通常，混合晶层粘土矿物晶体在水中比单一粘土矿物晶体更容易分散，也易膨胀，特别是当其中一种成分有膨胀性时，更是如此。
三、粘土的电性 1．概述
从电泳现象得到证明，粘土颗粒在水中通常带有负电荷。粘土的电荷是使粘土具有一系列电化学性质的基本原因，同时对粘土的各种性质都发生影响。例如，粘土吸附阳离子的多少决定于其所带负电荷的数量。此外，钻井液中的无机、有机处理剂的作用，钻井液胶体的分散、絮凝等性质，也都受到粘土电荷的影响。
粘土晶体因环境的不同或环境的变化，可能带有不同的电性，或者说带有不同的电荷。粘土晶体的电荷可分为永久负电荷、可变负电荷、正电荷三种，它们产生的原因如下： (1)永久负电荷
永久负电荷是由于粘土在自然界形成时发生晶格取代作用所产生的。例如，粘土的硅氧四面体中四价的硅被三价的铝取代，或者铝氧八面体中三价的铝被二价的镁、铁等取代，粘土就产生了过剩的负电荷。这种负电荷的数量取决于晶格取代作用的多少，而不受pH值的影响。因此，这种电荷被称为永久负电荷。不同的粘土矿物晶格取代情况是不相同的。蒙脱石的永久负电荷主要来源于铝氧八面体中的一部分铝离子被镁、铁等二价离子所取代，仅有少部分永久负电荷是由于硅氧四面体中的硅被铝取代所造成的，一般不超过15％。蒙脱石每个晶胞有0.25～0.6个永久负电荷。伊利石和蒙脱石不同，它的永久负电荷主要来源于硅氧四面体晶片中的硅被铝取代，大约有1／6的硅被铝取代，每个晶胞中约有0.6～1个永久负电荷。高岭石的晶格取代很微弱，由此而产生的永久负电荷少到难以用化学分析法来证明。由此看出，伊利石的永久负电荷最多，高岭石的永久负电荷最少，蒙脱石居中。粘土的永久负电荷大部分分布在粘土晶层的层面上。 (2)可变负电荷
粘土所带电荷的数量随介质的pH值改变而改变，这种电荷叫做可变负电荷。产生可变负电荷的原因比较复杂，可能有以下几种原因：在粘土晶体端面上与铝连接的OH基中的H
——
在碱性或中性条件下解离；粘土晶体的端面上吸附了OH、SiO32等无机阴离子或吸附了有机阴离子聚电解质等等。
粘土永久负电荷与可变负电荷的比例与粘土矿物的种类有关，蒙脱石的永久负电荷最高，约占负电荷总和的95％，伊利石约占60％，高岭石只占25％。 (3)正电荷
不少研究者指出，当粘土介质的pH值低于9时，粘土晶体端面上带正电荷。兹逊(P.A.Thiessen)用电子显微镜照相观察到高岭石边角上吸附了负电性的金溶胶，由此证明了粘土端面上带有正电荷。粘土端面上带正电荷的原因多数人认为是由于裸露在边缘上的铝氧八
面体在酸性条件下从介质中解离出OH，如下式所示：
－
粘土的正电荷与负电荷的代数和即为粘土晶体的净电荷数。由于粘土的负电荷一般多于正电荷，因此，粘土一般都带负电荷。
2．粘土的交换性阳离子及阳离子交换容量的测定
如前所述，粘土一般都带负电荷。为了保持电中性，粘土必然从分散介质中吸附等电量的阳离子。这些被粘土吸附的阳离子，可以被分散介质中的其它阳离子所交换，因此，称为粘土的交换性阳离子。
(1)粘土的阳离子交换容量
粘土的阳离子交换容量是指在分散介质的pH值为7的条件下，粘土所能交换下来的阳离子总量，包括交换性盐基和交换性氢。阳离子交换容量以100g粘土所能交换下来的阳离子毫摩尔数来表示，符号为CEC(Cation Exchange Capacity)。 粘土矿物因种类不同，其阳离子交换容量有很大差别，例如，蒙脱石的阳离 子交换容量一般为70～130mmol／(100 g粘土)，伊利石约为20～40 mmol／(100g粘土)。上述两种矿物的阳离子交换现象80％以上发生在层面上。高岭石的阳离子交换容量仅为3～15mmol／(100g粘土)，而且大部分发生在晶体的端面上。各种粘土矿物的阳离子交换容量见表2-6。
表2-6 各种粘土矿物的阳离子交换容量
矿物名称 蒙 脱 石 蛭 石 伊 利 石 高 岭 石 绿 泥 石 凹凸棒石，海泡石 钠膨润土(夏子街) 钙膨润土(高阳) 钙膨润土(潍坊小李家) 钙膨润土(四川渠县李渡) CEC／mmol·(100 g粘土)70～130 100～200 20～40 3～15 10～40 10～35 82.30 103.70 74.03 100.00 -1 (2)粘土阳离子交换容量的测定
粘土阳离子交换容量(CEC)与粘土的其它各种物理化学性质都有密切关系，因此，常常需要首先测定粘土的阳离子交换容量。测定粘土阳离子交换容量的方法很多，经典的方法是醋酸铵淋洗法，其基本原理如下：
淋洗剂为醋酸铵NH4Ac，NH4+可交换出粘土中的Ca2+和Mg2+等阳离子，其作用可用图2-11表示。