Вермикулит
х
(Mg, CaH,7(Mg, Fe+3, AlN>0
x[(Al,Si)80O20](OHL8(H2O)
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np
Nm
Ng
Ng—Np
—2V
Np почти 1 @01);
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
: ячейка
Np
1,525—1,564
1,545—1,583
1,545—1,583
0,02—0,03
0—8°
пл. о. о. @10)
«2,3
-1,5
По {001} совершенная
Бесцветный, желтый,
зеленый, бурый; в шлифах
бесцветный *
По Np более светлый, чем по Nm и Ng
а =* 5,3, Ъ =» 9,2, с 28,9 А, E 97°
Z = 2. Пространственная группа Се
Легко разлагается в кислотах; остаток, состоящий из кремпезема, имеет
слоистую текстуру
Вермикулит можно рассматривать как триоктаэдрическии член монт-
мориллонитовой группы, но специфические свойства позволяют выделить
его в качестве самостоятельного минерального вида. Название минерала
происходит от латинского vermiculare, порождающий червей, в
соответствии с характерным свойством минерала сильно разбухать при быстром
нагревании с образованием червеобразных агрегатов. Раньше минералы
вермикулитовой группы описывались под многочисленными названиями
(джефферизит, керрит, протовермикулит, ваалит и т. д.). В естественном
виде минерал почти не применяется в промышленности, но после
вспучивания становится легким и приобретает прекрасные термо- и
звукоизоляционные свойства и используется в качестве наполнителя легких
бетонов и штукатурок. Кроме того, он применяется в качестве
наполнителя и усилителя бумаги, пластмасс и красок, а также в качестве
упаковочного материала.
Структура
Структура вермикулита по своим особенностям близка структуре
талька, так как она содержит слои с центральной сеткой (Mg, Fe)-noHOB,
. находящихся в октаэдрической координации, заключенной между двумя
* Часто в шлифах бурый, напоминает биотит. — Прим. ред.
19 № 1263

290 Породообразующие минералы
сетками тетраэдров SiO4, обращенных вершинами внутрь. Как и в случае
талька и флогопита, центральная часть совокупного слоя может
рассматриваться в качестве бруситового слоя, в котором с каждой стороны два
из трех ионов (ОН) замещены кислородом вершин тетраэдров SiO4. Так
как в тальке эти слои полностью электронойтральны, то в этом минерале
нет никаких межслоевых катионов и связь между соседними слоями
очень слабая. В вермикулите основные отклонения от состава талька,
MgeSi802o(OHL, вызываются замещением кремния алюминием, что
компенсируется присутствием межслоовых катионов, главным образом
магния. Другим отличием от талька является присутствие в вермикулите
водных молекул между структурными слоями. Впервые структура
вермикулита была изучена Грюнером (Gruner, 1934), который установил
моноклинную элементарную ячейку с параметрами а 5,3, Ь 9,2, с 28,57 —
28.77А, р" 97°09'. В результате дальнейших структурных исследований,
проведенных Хендриксом и Джефферсоном (Hcndricks, Jefferson, 1938),
Баршадом (Barshad, 1948) и Уокером (Walker, 1951), было установлено
наличие межслоевых катионов и воды. Полное определение структуры
вермикулита рентгеновским методом монокристалла было осуществлено
Матисоном и Уокером (Mathieson, Walker, 1954) и Матисоном (Mathieson,
1958). Последние авторы показали, что межслоевые катионы и молекулы
воды занимают определенные положения относительно атомов кислорода
смежных талькоподобных слоев.
Молекулы воды, образующие искаженную гексагональную сотку,
расположены таким образом, что каждая молекула связана водородной
связью с атомом кислорода на поверхности силикатного слоя. В природном
Mg-вермикулите в каждом межслоевом пространстве располагается по две
такие гексагональные сетки. Расположенные в одной плоскости молекулы
воды соединены друг с другом слабыми водородными связями, а оба слоя
молекул воды соединены обменными катионами, которые располагаются
посередине между ними. Таким образом, обменные катионы окружены
оболочкой молекул воды. В обычных атмосферных условиях в структуре
вермикулита молекулами воды заняты не все возможные положения
и многие водные молекулы не окружают катионы. Молекулы воды, не
располагающиеся вокруг катионов, можно рассматривать как несвязанную
воду. Эта вода легко удаляется при нагревании до 110° С. При обычной
температуре и влажности базальное межплоскостное расстояние
вермикулита (^оог) приблизительно равно 14,4А. При дегидратации
происходят последовательные изменения минерала (сопровождаемые
эндотермическими пиками на кривой дифференциального термического анализа),
в результате которых базальное межплоскостное расстояние сокращается
до 13,8, 11,6 и 9А. Неустойчивая стадия, характеризующаяся значением
d =--- 13,8А, соответствует перемещению обменных катионов через один
слой^молекул воды в положения, прилегающие к тальковому слою. Фаза
11,6А соответствует замене двойного слоя водных молекул одинарным,
в котором на катион приходится около 8 положений водных молекул
вместо первоначальных 16. В обратном направлении при повторной
гидратации образование фаз с межплоскостными расстояниями 11,6 и 13,8А
можно наблюдать под микроскопом в обычном свете. По мере
проникновения воды в чешуйку частично дегидратированного вермикулита
наблюдается концентрическое смещение фазовых границ к центру чешуйки
(Walker, 1959). Конечная стадия дегидратации вермикулита, достигаемая
при температуре около 650° С, характеризуется базальным
межплоскостным расстоянием 9А и соответствует тальковой структуре. [Уокер и Кол

Вермикулит
291
(Walker, Cole, 1957) в процессе дегидратации вермикулита сразу же вслед
за стадией И,6А отметили появление пика около 20,6А, который они'
рассматривают как результат упорядоченного чередования 11,6А-
и9А-слоев.] На фиг. 53 приведена структурная интерпретация процесса
дегидратации вермикулита. Вейсс и Роуленд (Weiss, Rowland, 1956),
используя для изучения температурных превращений метод «качания
с нагреванием», наблюдали изменения в структуре вермикулита при 80
и 215° С, связанные с процессом дегидратации.
Матисон и Уокер (Matliieson, Walker, 1954) получили параметры
элементарной ячейки вермикулита, близкие к значениям, приведенным
Грюнером: а 5,33, Ъ 9,18, с 28,90А, р 97°, пространственная группа Сс.
Баъалъное
межплоскостное
paa*??T£ xocgooox
lJ,oA
х хООООх X
xxCOOOxx
Поверхность
—силикатного слоя
П,бА OQCCOOOO С
жг
9А
п,бА хходэххх D
позиции Нг0
(незаполненные)
ФИГ. 53. Схематическое изображение межслоевого
пространства в Mg-вермикулите при различной степени
дегидратации.
А — нормальный Mg-вермикулит, в котором молекулами воды
заняты 12 из 16 возможных положений; В — реорганизация двойного
водного слоя, в результате которой молекулы воды заняли около 8
из 16 возможных положений; С — замена двойного слоя молекул
воды единичным слоем; V — удаление следующих 5 молекул воды
с сохранением 3 молекул воды в контакте с катионом; Е — удалена
вся межслоеван вода и между силикатными слоями сохраняется
только катион (Walker, Cole, 1957).
На фиг. 54 изображена структура вермикулита, наблюдаемая в
направлении оси у, а на фиг. 55 показаны в проекции на плоскость @01): а)
половина «талькового» слоя и б) положения молекул воды и обменных
катионов относительно одних и тех же осей и начала координат. Как видно
на фиг. 55, а, силикатный слой искажен по сравнению с идеальным
расположением правильных гексагонов. Если структура упорядочена, то
для равенства угла а 90° должны происходить смещения последующих
«тальковых» слоев параллельно оси у на расстояние, равное нулю или
попеременно -\-ЫЪ и —Ь/3. Фактически же смещения на расстояние-
-\-Ыд и —Ь/3 осуществляются беспорядочно и приводят к увеличению'
диффузности рефлексов с индексом к Ф Зп. При варианте расположения
молекул воды и обменных катионов, детально описанном Матисоном!
и Уокером, водными молекулами занято две трети возможных для них
положений и на каждый обменный катион приходится приблизительно'
12Н2О. Эти соотношения согласуются с экспериментальными данными
для Mg-вермикулита.
19*

292
Породообразующие минералы
При атмосферных условиях толщина вермикулитового слоя,
заселенного молекулами воды и гидратированными катионами, равна примерно
5А. Эта величина близка к толщине бруситового слоя, благодаря чему
порошковые рентгенограммы вермикулита и хлорита довольно сходны.
Структура Mg-вермикулита во многих отношениях напоминает структуру
хлорита и отличается от нее главным образом меньшей степенью заселения
6
нго->-
(Oi)-> К
(Mg.Fe.Al) — *-
I I
/o
Э r—«
! p
o3 \
/>
J \
О
>—1 <
и
i т
Г/ я
/Or'
Т
<?
±
О Ь--м--<
о-ьм-0 О
of*-d о
© (Mg.Fe.Al)
Oo,
• (Si.Al)
О Mg+2
Qh2o(Q')
O
ФИГ. 54. Кристаллическая
структура Mg-вермикулита в проекции
на плоскость @10).
Q и R относятся к силикатным
слоям, Q' и R' — к слоям молекул
воды (Mathieson, Walker, 1954).
55.
ФИГ
а — разрез кристаллической структуры
Mg-вермикулита от z = 0,0 до г = 0,114 (т. с. половина
слоев 0 фиг. 54) в проекции на основание
элементарной ячейки, б — разрез кристаллической
структуры от г = 0,213 до г = 0,287, т. е. положения
молекул воды в слоях O'nR' и положения
обменных катионов Mg+г (Mathieson, Walker, 1954).
внутрислоевых атомных положений. «Бруситовый» слой хлорита в
вермикулите заменен частично заполненным двойным Н2О — Mg+2— Н2О-сло-
ем (Mathieson, 1958). Для отличия Mg-вермикулита от всех других
слоистых силикатов (кроме хлоритовои монтмориллонитов) используется
сильный базальный рефлекс при 14А. Однако у вермикулита 7А-пик слабее
14А-пика, в то время как у большинства хлоритов оба эти пика имеют
близкую интенсивность. Кроме того, при нагревании вермикулита до 700° С
вместо 14А-пика появляется 9А-пик талька, в то время как у хлорита
в тех же условиях интенсивность 14А-пика усиливается. После
кипячения в растворах солей аммония 14А-пик вермикулита замещается пиком
при 10А, а хлоритовый пик остается неизменным. Монтмориллониты
отличаются от вермикулита поведением при обработке глицерином
(см. ниже).
Исходя из изложенных выше структурных соображений ясно, что
природа обменных катионов должна оказывать влияние на степень
гидратации и соответственно на величину наблюдаемых базальных
межплоскостных расстояний вермикулита. Ионы калия и аммония не имеют гидратных
оболочек и, вероятно, частично погружены в основания тетраэдрических
слоев. (К-вермикулит очень близок к биотиту.) Баршад (Barshad, 1948)
приводит следующие величины межплоскостных расстояний d002
вермикулита с различными обменными ионами:
Mg 14,33A, Ca 15.07A, Ва 12,5бА, Li 12.56A, Na 12.56A
К 10.42А, NH4 11.24A, Rb 11,24A, Cs 11.97A.

Вермикулит 293
При замещении межслоевой воды единичным слоем молекул гликоля:
межплоскостное расстояние вермикулита становится равным 14А. Это
означает, что по сравнению с Mg-вермикулитом отмечаются лишь небольшие
изменения межплоскостного расстояния, по сравнению с Са-вермикулитом
происходит сокращение, а по сравнению с Ва-, Li- и Na-вермикулитами —
увеличение межплоскостного расстояния. В К-, NH4-, Rb- и Cs-вер-
микулитах при обработке гликолем не происходит никаких
изменений, так как их слои находятся в соприкосновении друг с другом и
гликоль не может проникнуть между ними. Сходное поведение при обработке
глицерином позволяет отличать вермикулит от монтмориллонитов, которые
набухают в глицерине до 17А. Однако для получения окончательного
вывода целесообразна предварительная обработка образцов солями
магния (Walker, 1957).
В литературе описаны результаты изучения упорядоченного и
беспорядочного чередования вермикулитовых и хлоритовых слоев (Bradley,
Weaver, 1956; Weaver, 1956).
Химизм
Химически вермикулиты очень близки к триоктаэдрическим монтмо-
риллонитовым минералам, так как и те и другие состоят из талькоподоб-
ных слоев, в которых недостаток положительных зарядов компенсируется
присутствием межслоевых катионов. В монтмориллоните и гекторите
этот недостаток вызывается главным образом замещением в октаэдриче-
ской части сложных слоев и компенсируется в среднем 0,66 одновалентных
ионов или эквивалентным количеством других ионов. В монтмориллони-
товых минералах обычно межслоевыми ионами являются натрий и
кальций, хотя иногда в этой роли выступает и магний. В вермикулите, так же
как в бейделлите и сапоните, большой дефицит положительных зарядов
вызывается главным образом замещениями в тетраэдрических слоях
(Si замещается А1 или Fe+3). Этот дефицит обычно компенсируется
примерно 0,7 двухвалентных катионов или эквивалентным количеством
других ионов, располагающихся между слоями. В природных образцах
такие ионы чаще всего представлены магнием, хотя встречаются также
кальций и очень редко натрий. В связи с этим емкость катионного обмена
вермикулитов (от 100 до 260 мг- же/100 г) значительно выше, чем у
монтмориллонитов, и среди глинистых минералов действительно является
наиболее высокой. Согласно Уиверу (Weaver, 1958), вермикулиты
можно подразделить на два типа. Один из них образуется в результате
изменения биотита или флогопита; при обработке ионами К+ (в растворе
КОН в течение 15 час и высушивании при комнатной температуре) он
сокращает базальные межплоскостные расстояния с образованием 10—10,ЗА-
фазы и имеет емкость катионного обмена от 260 до 150мг-же/100 г. Второй
тип вермикулитов образуется из неслюдистых минералов; при обработке
К+ этот вермикулит сокращает межплоскостное расстояние до 11—12,7А
и характеризуется емкостью катионного обмена меньше 150 мг-же 1100 г.
Дальнейшее сокращение базального межплоскостного расстояния
вермикулитов этого типа может быть достигнуто только более жесткой
обработкой КОН. Часто отмечаемая (например, Kunze, Jeffries, 1953; Van der
Marel, 1954) фиксация калия почвами, вероятно, вызвана вермикулитами,
образовавшимися за счет слюдистых минералов. В табл. 41 приведены
некоторые химические анализы вермикулитов.

Таблица 41
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВЕРМИКУЛИТА
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
F
H2O+ 1
и2о- J
0=F
Сумма
Np
Nm = Nff
-2V
Уд. в.
1
34,76
—
14,86
2,74
0,41
11,25
18,18
0,40
—
17,80
100,40
100,40
1,542
1,573
—
—
2
36,54
16,96
2,78
0,95
—
2,32
19,78
0,06
11,16 1
9,24 J
99,79
99,79
—
—
3
36,13
0,24
13,90
4,24
0,68
0,28
24,84
0,18
18,94
99,43
99,43
1,525
1,545
—
—
4
32,97
—
17,88
4,76
0,57
—
—
22,3fi
0,00
0,00
0,00
.
10,05
11,42
100,01
100,01
—
—
—
5
34,60
13,63
4,15
1,80
22,88
0,04
0,39
0,05
0,05
11,68
9,80
99,07
0,02
99,05
1,540
1,560
6—8°
2,29
Количества ионов в пересчете на 22 (О) а
Si
А1
Fe+з
А1
Ti
Fe+з
Fe+2
Ni
Mn
Mg
Mg
Ca
К
Na
M+2
H2O
(OH)
5,61
2,39
0,50-
0,33
0,06
1,46
3,65
0,72'
0,07
0,78
7,58
4,00
8,00
6,00
0,79
5,81
2,19
0,99
3,00
6,00
0,44
5,68
2,32
0,251
0,03 I
0,50 |
0,09 }
0,04 I
5,09 j
0,73Л
0,03 !
- J
0,76
7,96
4,00
8,00
6,00
0,76
5,30
2,70
0,701
0,58
0,08
8,00
6,00
4,64
0,71
\ 0,71
0,71
9,52
4,00
5,68
2,32
0,31 •
0,51
0,25
4,93
0,66
0,01 !
0,01 {
0,12 J
0,73
9,75
4,00
8,00
6,00
,80
Зеленый никельсодержащий вермикулит, Уэбстер, Северпая Каролина (Ross, Shannon,
1926).
Зеленовато-желтый вермикулит, Уэбстер, Северная Каролина (Ross ct al., 1928).
Свехлый желто-зеленый вермикулит, Баре-Хилл, Мэриленд (Shannon, 1928).
Желтовато-бурый вермикулит, Корундум-Хилл, Северная Каролина (Chatard, 1887).
Вермикулит. Рёренхоф, Фихтбсрг, Бавария (Matthes, 1950).
М+2 — число межслоевых двухвалентных катионов (или их эквивалентов).
НгО —число молекул воды на формульную единицу, соответствующее суммарному
содержанию воды, которое меньше, чем требуется для 4 (ОН).

Таблица 41 (продолжение)
SiO2
TiO2
A12O3
Fc2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
F
H2O+
н2о-
0=-F
Сумма
Np
Nm - Ng
-2V
Уд. в.
6
34,04
15,37
8,01
—
—
22,58
0,00
0,00
0,00
„
19,33
99,93
99,93
—
7
33,82
1,84
15,82
7,51
1,12
19,17
0,56
0,29
0,10
j 20,25
100,48
100,48
—
—
8
34,86
0,61
14,46
6,17
2,60
0,22
—
27,25
0,27
0,19
0,02
—
12,11
1,49
100,25
100,25
1,564
1,583
0°
—
9
35,92
—
10,68
10,94
0,82
—
—
22,00
0,44
—
—
—
9,34
10,50
100,64
100,64
—
—
2,31
Si
Al
Al
T
Fe+з
Fe+2
Ni
Mn
Mg
Mg
Ca
К
Na
M+2
H2O
(OH)
Количества ионов в пересчете на 22 (О) а
5,44
2,56
0,32-
0,96
4,72 )
0,64 Л
j-
- J
0,64
8,64
4,00
8,00
6,00
0,64
5,44
2,56 i °'w
0,44 1
0,22
0,92
0,16 )■ 5,68
z
3,84
0,76 \
°'i06 j. 0 76
Z )
0,76
8,86
4,00
5,23
2,56
0,21
0,07 1
0,48 |
0,33 ;
0,03
5,09
1,00 Л
0,04
1
0,06,
1,07
4,81
4,00
8,00
6,00
1,10
5,77
2,02
0,21
1,11
0,11
8,00
6,00
4,78 J
0,491
0,08
\ 0,57
0,57
8,63
4,00
Вермикулит, Кения (MatMeson, Walker, 1954; использовал для определения
кристаллической структуры).
Вермикулит, Впст-Честер, Пенсильвания (Walker, Cole, 1957). Аналитик X. В. Хубер.
Оливково- до зеленовато-бурого вермикулит из линз в метаморфизованном известняке,
Маанипка, Посио, северная Финляндия (Volborth, 1954).
Желтовато-бурый вермикулит, Цайлот, Мэриленд (Ross et al., 1928).
М+2 — число межслоевых двухвалентных катионов (или их эквивалентов).
НгО —число молекул воды на формульную единицу, соответствующее суммарному
содержанию воды, которое мепьше, чем требуется для 4 (ОН).
Уокер и Кол (Walker, Cole, 1957) подчеркивают, что среди обменных катионов Са
отсутствует и, следовательно, занимает октаэдрические положения.

296 Породообразующие минералы
Межслоевые катионы природных вермикулитов можно заместить
другими катионами и, таким образом, получить вермикулиты с
межслоевыми катионами Mg, Ca, Na, К, Rb, Cs, Ba, Li, H и (NH4)+. Одни катионы
замещаются легче, чем другие. Например, из природного вермикулита
можно получить аммониевый вермикулит (Gruner, 1939), а ионы аммония
заместить натрием или кальцием, но получить таким образом калиевый
вермикулит не удается (Allison et al., 1953; Barshad, 1954). В общем можно
сказать, что Na, Ca, Mg и К являются взаимозамещающимися ионами,
а К, NH4, Rb и Cs — взаимонезамещающимися. Октаэдрические
положения в вермикулитах заняты главным образом Mg и Fe+2, но имеет место-
и замещение этих ионов на А1 и Fo+3 и в небольших количествах на Ti,
Li, Cr, Ni и другие ионы. Никитиной A956) описан вермикулит
с исключительно высоким содержанием никеля и железа (NiO 8,60,
Fe2O3 19,22, FeO 5,03%). Диоктаэдрические глинистые минералы верми-
кулитоподобного характера описывались как продукт изменения
мусковита (Brown, 1953; Rich, Obershain, 1955).
Вермикулиты и триоктаэдрические монтмориллонитовые минералы;
содержат молекулы воды между талькоподобными слоями, но в
вермикулитах количество воды более постоянно, чем в монтмориллонитах,
и максимальное содержание воды в вермикулитах соответствует двум
слоям водных молекул на межслоевой промежуток. Даже при
выдерживании в воде в течение 144 час образец вермикулита не впитывает больше
воды (Cano-Ruiz, Lopez Gonzalez, 1955). Пределы замещений,
наблюдающихся в большинстве природных вермикулитов, выражаются следующей
формулой:
(Mg,Ca)o,7_bOMg3,5-5,o(Fe+3. A1J,5-l,0A12,0-3,5Sie-5,5O20(°HL-(II2OO,0-9,0-
Вермикулиты, кроме того, обладают способностью адсорбировать
между слоями органические жидкости, но в меньшей степени, чем
монтмориллониты. У большинства вермикулитов (например, Mg, Ca, Na, Li, H)
один слой молекул гликоля замещает двойной слой молекул воды в каждом
межслоевом промежутке. Вермикулиты, содержащие в межслоевом
пространстве (NH4)+, К, Rb или Cs, характеризуются тесно сближенными
слоями и совсем не адсорбируют гликоль. Количество воды или других
жидкостей, которые могут входить в структуру вермикулита, определяется
рядом факторов: размером зерен, величиной заряда и количеством
межслоевых катионов, дипольным моментом и диэлектрической постоянной
жидкости (Barshad, 1952). Ca-, Mg- и Н-вермикулиты имеют на промежуток
по два слоя водных молекул, Ba-, Li- и Na-вермикулиты — по одному слою,
a (NH4)+-, K-, Rb- и Cs-вермикулиты не содержат ни одного слоя молекул
воды (Barshad, 1948). Эти факторы оказывают влияние на детали процесса
дегидратации. У большинства вермикулитов кривые дегидратации
характеризуются следующими особенностями. При нагревании до 110° С
удаляется примерно половина межслоевой воды (соответствующая
«несвязанным» молекулам), большая часть остающейся воды выделяется в
интервале от 250 до 400° С. Потери воды, связанные с удалением ионов (ОН),
происходят обычно между 500 и 850° С (Walker, 1951). При нагревании
до температур не выше 550° С выделение межслоевой воды — процесс
обратимый, и только после нагревания выше 700° С некоторое количество'
воды не может быть снова введено в структуру вермикулита. При резком
нагревании вермикулита до 300° С и выше наблюдается необычное явление-

Вермикулит 297
вспучивания, вызываемое быстрым образованием пара, который перед,
удалением распирает и разделяет слои структуры. Вспучивание верми*-
кулита с тридцатикратным увеличением объема в направлении,
перпендикулярном плоскости спайности, можно получить обработкой Н2О2.
Считают, что в этом случае кислород образуется в результате химического
взаимодействия перекиси водорода с межслоевыми ионами магния. Если
вода удаляется медленно, то вермикулит не вспучивается даже при 250° С*.
На кривых дифференциального термического анализа вермикулитов
обычно отмечаются три основных эндотермических пика,
соответствующих удалению межслоевой воды, а затем еще два эндотермических пика,
вызванных разрушением структуры в результате потери ионов (ОН).
Далее имеется небольшой эндотермический пик при температуре около
550° С, который указывает, что небольшое количество межслоевой
воды очень прочно связано в структуре минерала (Walker, Colo, 1957).
Сложные дифференциальные термограммы вермикулитов позволяют
различать образцы с различными обменными катионами и соответственно
с различной первичной гидратацией. Так, кривые вермикулита,
насыщенного NHJ, К, Rb или Cs, характеризуются очень маленькими
низкотемпературными эндотермическими эффектами. В зависимости от химизма
исходного материала экзотермические пики располагаются при
различных температурах. Один из этих пиков при температуре около 800° С,
вероятно, связан с образованием энстатита (Walker, 1951).
Довольно обычны смешаннослойные глинистые минералы, в которых
вермикулит присутствует в качестве одного из компонентов. Из них
наиболее хорошо известен «гидробиотит»— беспорядочная смесь
вермикулита и биотита (Gruner, 1934). Гидробиотит вспучивается при обработке
Н2О2; как и следовало ожидать, емкость его катионного обмена находится
в пределах между емкостью катионного обмена биотита и вермикулита.
Были обнаружены упорядоченные и беспорядочные чередования верми-
кулитовых и хлоритовых слоев (Bradley, Weaver, 1956).
Гидробиотит, который, вероятно, образуется в результате частичного
изменения биотита гидротермальными процессами или под действием
выветривания, можно легко превратить в вермикулит путем
выщелачивания раствором MgCl2- Выщелачивание свежего биотита протекает
медленнее (Barshad, 1948). При использовании раствора MgCl2 флогопит
частично может быть превращен в вермикулит; при более
продолжительном выщелачивании получается монтмориллонит (Caillere, Henin, 1949).
Изучение поведения вермикулита в гидротермальных
равновесных условиях (Roy, Romo, 1957) показало, что при давлении воды
10 000 фунт/кв. дюйм (~700 кг/см2) первая реакция дегидратации
происходит при 550° С, а образование минералов, не способных к набуханию,
начинается только после G50° С. Однако при 300° С, по-видимому, имеет
место миграция магния из октаэдрических в межслоевые положения,
что приводит к образованию «псевдохлоритовой» структуры.
Следовательно, вермикулит не может образоваться при температуре выше 300° С.
Так как вермикулиты имеют высокое содержание железа, это доказывает
также, что они образовались скорее из биотита, чем из флогопита.
Выщелачивание калия, например при выветривании, компенсируется в первую
очередь окислением двухвалентпого железа до трехвалентного железа,
которое происходит при низкой температуре.
* Собственно вермикулит вспучивается довольно плохо. Хорошее вспучивание-
дают гидрослюды — гидробиотиты и гидрофлогопиты, смешаннослойные
вермикулит-слюдистые образования.— Прим. ред.

298
Породообразующие минералы
Оптические и физические свойства
Вермикулит в виде мельчайших чешуек встречается в почвах и
глинах; он образует также крупнокристаллические пластинки, главным
образом в тех случаях, когда он является продуктом изменения биотита.
Следовательно, оптические свойства вермикулита можно измерить легче,
чем у других глинистых минералов. Однако различная степень
гидратации и различный состав обменных катионов обусловливают колебания
1,58
1,56
1,54
1,52
1,50
1 1
Вермикулиты
j
/
/ъ
i i
1 v
У/ -
Лр
-
i
О ДЗ 0,6 0,9
Атомы (Fe+!*Fe+3) на формульную единиц;/
1,2
ФИГ. 56. Зависимость показателей преломления
вермикулитов от количества атомов железа на
формульную единицу. Номера соответствуют номерам
анализов табл. 41.
оптических свойств вермикулита. Некоторые вермикулиты содержат
большие количества железа и отличаются повышенными показателями
преломления (некоторое представление об этом дает фиг. 56, построенная
только по данным трех анализов). Более крупные чешуйки вермикулита
иногда имеют псевдогексагональные очертания и напоминают по форме
слюду, из которой они образовались. Однако они мягкие и гибкие, имеют
тусклый блеск и непрозрачны. Описан также волокнистый вермикулит
{Weiss, Hoimaim, 1952).

Вермикулит 299
Диагностические признаки
Вермикулиты обычно имеют более низкие показатели преломления,
чем биотит или гидробиотит, и более высокое двупреломление по
сравнению с хлоритами. Двупреломление вермикулитов ниже, чем у биотита
или талька. Рентгенограммы вермикулитов, обработанных солями аммония
и глицерином, позволяют отличать вермикулит от монтмориллонита
и хлорита. Основные различия между вермикулитами и
монтмориллонитами можно суммировать следующим образом: 1) вермикулиты обычно
имеют более крупные зерна; 2) вермикулиты имеют более высокую емкость
катионного обмена и большую степень замещения Si на [А1]4; 3) в
вермикулите недостаток положительного заряда в «тальковых» слоях
приурочен главным образом к тетраэдрической части; 4) вермикулиты
адсорбируют один слой молекул гликоля, после обработки которым их базаль-
ное межплоскостное расстояние составляет около 14А, в то время как
монтмориллонитовые минералы адсорбируют двойной слой молекул
гликоля с увеличением межплоскостного базального расстояния до 17А;
5) монтмориллонитовые минералы дегидратируются легче вермикулитов,
а вермикулиты регидратируются легче монтмориллонитов; 6) вермикулиты
образуются главным образом при выветривании крупных чешуек биотита.
Однако различия между этими двумя группами минералов не очень
точны и некоторые монтмориллонитовые минералы (например, сапониты)
обладают особенностями, свойственными вермикулитам [детально этот
вопрос рассмотрен Уивером (Weaver, 1956) и Уокером (Walker, 1957)].
Парагенезис
Вермикулит наиболее часто встречается в природе как продукт
выветривания или гидротермального изменения биотита *. В этом случае
он иногда присутствует в виде крупных кристаллов, представляющих
собой псевдоморфозы по слюде. Вермикулит широко распространен также
в глинистой фракции некоторых почв (например, Walker, 1949, 1950).
Кроме того, вермикулит широко развит в районе контактов кислых
интрузий с основными или ультраосновными породами типа пироксенитов,
перидотитов, дунитов и т. д. (Williams, Skerl, 1940; Varley, 1948). В этих
условиях вермикулит ассоциирует с корундом, апатитом, серпентином,
хлоритом и тальком **. Уивер (Weaver, 1958) показал, что вермикулиты,
образовавшиеся из слюдистых минералов, в морских отложениях
встречаются сравнительно редко, так как калий морской воды легко реагирует
с ними, сокращая их межслоевое расстояние и превращая их в биотит.
Вермикулиты, присутствующие в морских отложениях, связаны с
неслюдистым исходным материалом: вулканическими продуктами, хлоритом
и роговой обманкой. Вермикулиты известны также в ассоциации с карбо-
* Изучение вермикулита, проведенное в СССР, показывает, что оп никогда
не бывает гидротермальным; он всегда приурочен к коре выветривания и переходит
книзу в нормальные слюды. — Прим. ред.
** В этом характерном парагенезисе в процессе контактных изменений всегда
образуется слюда, которая в дальнейшем в коре выветривания переходит в
вермикулит. Это хорошо подтверждается при эксплуатации таких месторождений. На
глубине вермикулит всегда переходит в гидрослюду и настоящую слюду. — Прим. ред.

300 Породообразующие минералы
натитами и в метаморфизованных известняках (Volborth, 1954).
Исследования Лаборатории гидротермальных проблем (Roy, Romo, 1957)
показали, что первичный вермикулит не может быть синтезирован при
температуре выше 200—300° С. Гидробиотит в большинстве случаев образуется
в результате гидротермальных процессов, а не выветривания * и
встречается вместе с апатитом в пироксенитах. Менее железистые гидробиотиты
иногда присутствуют в метаморфизованных известняках или в
серпентин-магнетит-апатитовых породах (Gevers, 1949).
ЛИТЕРАТУРА
Allison F. E., Roller E. M., Doetsch J. Н., 1953. Ammonium fixation
and availability in vermiculite, Soil Sci., 75, 173.
Barshad I., 1948. Vermiculite and its relation to biotite as revealed by base exchange-
reactions, X-ray analyses, differential thermal curves and water content, Am.
Mineral., 33, 655.
Barshad I., 1950. The effect of interlayer cations on the expansion of the mica type-
of crystal lattice, Am. Mineral., 35, 225.
Barshad I., 1952. Factors affecting the interlayer expansion of vermiculite and mont-
morillonite with organic substances, Proc. Soil Sci. Soc. Am., 1G, 176.
Barshad I., 1954. Cation exchange in micaceous minerals: II — Replaceability
of ammonia and potassium from vermiculite, biotite and montmorillonite, Soil
Sci., 78, 57.
Bradley W. F., Weaver C. E., 1956. A regularly interstratificd chlorite-ver-
miculite clay mineral, Am. Mineral., 41, 497.
Brown G., 1953. The dioctahedral analogue of vermiculite, Clay Min. Bull., 2r
64.
Caillere S., Hen in S-, 1949. Experimental formation of chlorites from
montmorillonite, Mineral. Mag., 28, 612.
Ca no-Ruiz J., Lopez Gonzalez J. de Dios, 1955. Imbibicion de-
agua par silicatos de estructura laminar, Anales do Edafologia, 14, 249 (M. A.
13_444).
С h a t a r d Th. M., 1887. The gneiss — dunite contacts of Corundum Hill, N. C,
in relation to the origin of corundum, U. S. Geol. Surv. Bull., 42, 45.
Gevers T. W., 1949. Vermiculite at Loolekop, Palabora, north east Transvaal, Trans,
Geol. Soc. South Africa, 51, 133 (M. A. 11—64).
G r u n e r J. W., 1934. The structure of vermiculites and their collapse by dehydration,.
Am. Mineral., 19, 557.
G г u n e r J. W., 1939. Ammonium mica synthesized from vermiculite, Am. Mineral.r
24, 428.
Hendricks S. В., Jefferson M. E., 1938. Crystal structure of vermiculites
and mixed vcrmiculite-chlorites, Am. Mineral., 23, 851.
Kunze G. W., Jeffries CD., 1953. X-ray characteristics of clay minerals as
related to potassium fixation, Proc. Soil Sci. Soc. Am., 17, 242.
Mathieson A. M с L., 1958. Mg-vermiculite: a refinement and re-ex^mination
of the crystal structure of the 14.36 A phase, Am. Mineral., 43, 216/V
Mathieson A. McL, Walker G. F., 1954. Crystal structure of magnesium
vermiculite, Am. Mineral., 39, 231.
Matthes S., 1950. Vorkommen von Vermiculit in mitteldeutschen Serpentinitenr
Neues Jahrb. Min., Monatshefte, 29, 49.
* Явная ошибка. Гидробиотит — характерный минерал выветривания. —
Прим. ред.

Вермикулит 301
Никитина А. П., 1956. Никелевый вермикулит из коры выветривания Украины,
Сб, «Кора выветривания», № 2, 188, изд-во АН СССР, М.
Rich С. I., О b е г s h a i n S. S., 1955. Chemical and clay mineral properties of
a red-yellow podzolic soil derived from muscovite schist, Proc. Soil Sci. Soc.
Am., 19, 334.
Ross C. S., Shannon E. V., 1926. Nickeliforous vermiculite and serpentine from
Webster, North Carolina, Am. Mineral., 11, 92.
Ross C. S., G о n у е г F. A., 1928. The origin of nickel silicates at Webster, North
Carolina, Econ. Geol., 23, 542.
Roy R., R о m о L. A., 1957. Weathering studies, I, New data on vermiculite, Journ.
Geol., 65, 603.
Shannon E. V., 1928. Vermiculite, optical data, Am. Journ. Sci., 15, 21.
Van d e r M a r e 1 H. W., 1954. Potassium fixation in Dutch soils: mineralogical
analyses, Soil Sci., 78, 163.
V arley E. R., 1948. Vermiculite deposits in Kenya, Bull. Imp. Inst. London, 46,
348 (M. A. 11—63).
V о 1 b о г t h A., 1954. Vermiculite aus Maaninka, Posio, Nordfinnland, Compt. Rend.
19th Intern. Geol. Congr., Algiers, 1952, Fasc. XY, 367.
Walker G. F., 1949. The decomposition of biotite in soils, Mineral. Mag., 28, 693.
Walker G. F., 1950. Trioctahedral minerals in soil clays of north-east Scotland,
Mineral. Mag., 29, 72.
Walker G. F., 1951. Vermiculites and some related mixed-layer minerals, in X-ray
identification and structures of Clay Minerals, Min. Soc, London, Chap. YII
199.
Walker G. F., 1957. On the differentiation of vermiculites and smectites in clays,
Clay Min. Bull., 3, 154.
Walker G. F., 1959. Diffusion of interlayer water in vermiculite, Nature, 177, 239.
Walker G. F., С о 1 e W. F., 1957. The vermiculite minerals, in The differentia]
thermal investigation of clays, Min. Soc, London, Chap. YII, 191.
Weaver С. Е., 1956. The distribution and identification of mixed-layer clays in
sedimentary rocks, Am. Mineral., 41, 202.
Weaver С. Е., 1958. The effects and geological significance of potassium «fixation»
by expandable clay minerals derived from muscovite, biotite, chlorite, and
volcanic material, Am. Mineral., 43, 839.
Weiss A., Hofmann U., 1952. Faserig Vermikulit von Kropfmuhl bei Passau,
Acta Albertina Ratisbonensia, 20, 53 (M. A. 12—531).
Weiss E. J., Rowland R.A., 1956. Effect of heat on vermiculite and mixed-
layered vermiculite-chlorite, Am. Mineral., 41, 899.
Williams G. J., S k e r 1 A.F., 1940. Mica in Tanganyika Territory, Bull. Geol.
Div. Dept. Lands & Mines Tangan. Terr., No. 14 (M. A. 8—43).