Хлорит
(Mg,Al,FeI2[(Si,Al)802o](OHI6
МОНОКЛИННЫЙ ( + ) или ( —)
Ng или Np
Np
Nm
Ng
Ng — Np
2V
Острая
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Двойникование
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
ячейка
Np или Nq
Неокисленный
1,57-1,66
1,57 — 1,67-
1,57 — 1,67
0—0,01
от —20 до
+60°
Окисленный
1,60—1,67
1,61-1,69
1,61 — 1,69
0 — 0,02
от 0 до —20°
биссектриса приблизительно _L @01); ил. о о. @10)
г < v, сильная
2,6-3,3
2—3
По {001} совершенная
а) Двойниковая плоскость {001}. б) Двойниковая ось [310],
двойниковая плоскость {001}
Зеленый, белый, желтый, розовый, красный, бурый; в шлифах
в большинстве случаев бесцветный или зеленый
Слабый до умеренного по схемам Np<Nm = Ng или Np =
= Nm>Ng; сильная абсорбция света обусловливает обычно
темно-зеленую или оливково-зеленую окраску
о,5,3, 6 9,2, с14,ЗА, 0 =■= 97°
Z=:l. Пространственная группа C'ljm (элементарные ячейки
других типов наблюдаются реже)
Легко разлагается сильными кислотами
Хлориты — минералы слоистой структуры, которые во многих
отношениях сходны со слюдами. Главнейшие условия их проявления в природе:
в продуктах гидротермального изменения изверженных пород, в
метаморфических хлоритовых сланцах и в глинистых осадках, где они
ассоциируют с глинистыми минералами. Хлориты часто встречаются в крупных
кристаллах с совершенной спайностью, по которой они расщепляются
на гибкие, но неупругие (в отличие от слюд) базальные пластинки, однако
широко распространены и тонкозернистые чешуйчатые и массивные
сплошные агрегаты.

Хлорит
157
Свое название хлориты получили от греческого chloros, зеленый,
в связи с наиболее характерной их окраской. Оптические свойства
хлоритов изменчивы, но в большинстве случаев 2V у них мал, а многие из них,
видимо, одноосны.
Структура
Впервые параметры элементарной ячейки многих образцов хлоритов
определил Моген (Mauguin, 1928, 1930), а главные особенности их атомной
структуры рассмотрел Паулинг (Pauling, 1930). При последующем более
детальном изучении хлоритов рентгеновским порошковым методом
„ Бруоитовый
слой
Y6@H)
„Та льновый"
й
Ось х
Ф И Г. 30. Проекция структуры хлорита на плоскость @10) (McMurchy,
1934).
1 — атомы кислорода; г — гидроксил; a — гидроксил 4- кислород; t — ионы
группы У; 6 — (Si, A1).
(McMurchy, 1934; Engelhardt, 1942, и др.) было более надежно
установлено, что их структура образована регулярным чередованием талько-
подобных, Y6Z802o (OHL, и бруситоподобных, Ув (ОНI2, слоев.
Псевдогексагональные сетки этих структурных составляющих имеют параметр а,
равный приблизительно 5,3 А, а элементарная ячейка, образуемая при
их наложении, характеризуется следующими параметрами: а 5,3, Ъ 9,2,
с 14.3А, р 97°.
Высота элементарной ячейки (с sin P) соответствует толщине одного
хлоритового слоя, а угол р образуется в результате смещения
последовательных слоев на величину а/3 (см. фиг. 30). Другой возможный выбор
элементарной ячейки для той же структуры—трехслойная гексагональная
ячейка с параметрами а 5,3, Ъ 9,2 (са^За), с sin р 3 х 14,ЗА, р 90°

158
Породообразующие минералы
(фиг. 31). Способ наложения слоев, приводящий к однослойной ячейке,
представляет собой лишь одну из нескольких возможностей, выявленных
при рентгеновском исследовании монокристаллов (Brindley et al., 1950).
Все хлориты дают сходные дифракционные картины, отличающиеся лишь
слабыми отражениями с индексами k =/= Ъп. Эти отражения имеют
различные интенсивности для разных упорядоченных последовательностей слоев
и являются диффузными при неупорядоченной упаковке слоев. Эти
отражения в случае хорошо упорядоченных кристаллов имеют особенно важное
значение, так как они позволяют различать отдельные полиморфные
разновидности хлоритов. Различные способы упаковки слоев (как возможные
i
VVNT
\SSb
1
1
i
ФИГ. 31. Структура хлорита в проекции
на плоскость @10), иллюстрирующая
отношения между моноклинной (а, с, р) и
гексагональной (а', с', C') элементарными
ячейками хлорита.
в принципе, так и установленные экспериментально) лучше всего
описываются с помощью смещений в направлении оси х или в направлении под
углом 120° к этой оси в плоскости ху; это смещение может (но не
обязательно) сопровождаться поворотом слоя на 120°. Параметры решетки четырех
упорядоченных структур, наблюдающихся у естественных образцов,
приведены в табл. 24.
Кроме того, описана еще одна полиморфная разновидность хлорита
(Shirozu, 1958) с однослойной гексагональной элементарной ячейкой
(см. табл. 25, анал. 27). Многие образцы хлорита имеют частично или
полностью неупорядоченные структуры. Такие хлориты легко отличить
от упорядоченных по рентгенограммам вращения вокруг оси у. На
снимках упорядоченных кристаллов все рефлексы имеют вид резких точек,
а для неупорядоченных кристаллов рефлексы первой и второй слоевых
линий представлены полосами, характерными для двумерного порядка
отдельных слоев хлорита. На порошковых рентгенограммах эти рефлексы
часто слишком слабы, чтобы их можно было различить. Стейнфинк (Stein-
fink, 1958а, Ь) изучил структуру двух образцов хлорита с еще большей
детальностью. Один из образцов характеризуется моноклинной
однослойной элементарной ячейкой и пространственной группой С2, а другой —
триклинной однослойной ячейкой и пространственной группой С\ *.
* Для характеристики таких триклшгаых структур больше подходит не
примитивная, а С-центрированная элементарная ячейка.

Хлорит
159
• ■ • Таблица 24
НЕКОТОРЫЕ ПОЛИМОРФНЫЕ МОДИФИКАЦИИ ХЛОРИТОВ
(Brindley et al., 1950)
а (А)
Ь (А)
с (А)
Р
Количество слоев в
ячейке
Количество слоев в
гексагональной
ячейке
Симметрия
Сингония
1
5,3
9,2
14,3
97°6'
1
3
а.
Триклин-
ная
2
5,3
9,2
14,3
97°6'
1
3
С2/т

Моноклинная
3
5,3
9,2
28,6
97°6'
2
6
а
Триклин-
ная
4
9,2
5,3
42,6
86°
3
9
а
Триклин-
цая
Структурный анализ с применением методов Фурье подтверждает, что
полиморфизм этих хлоритов обусловлен различным характером
расположения двух сеток Si — О-тетраэдров относительно друг друга в
пределах «талькового» компонента хлоритового пакета; были установлены
ФИГ. 32. Проекция на ба-
зальную плоскость сетки Si—О
и позиций (О И) бруситового
слоя в хлорите.
Стрелками показала величина
смещений атомов от их «идеальных»
положений (Steinfink, 1958а).
ОН *Si
также отклонения от ранее принятых идеальных координат атомов
(фиг. 32). В обоих случаях имеют место повороты тетраэдров Si — О
вокруг оси, перпендикулярной к слоям; это вращение способствует
взаимной «подгонке» тетраэдрической и октаэдрической частей «талькового»
слоя. В случае хлорита моноклинной структуры, отличающегося более
высоким содержанием железа, несоответствие размеров тетраэдрической
и октаэдрической сеток больше и сопровождается большими поворотами.
В моноклинном хлорите тетраэдрические положения занимаются ионами
Si и А1 не беспорядочно (как об этом можно судить по длине связей);
таким же образом и октаэдрические положения заселяются ионами Fc,
Mg и Al не беспорядочно, причем одно из таких положений в тальковом

160
Породообразующие минералы
слое почти полностью занято атомами железа. Предполагается, что
замещение магния алюминием осуществляется не в октаэдрической части
талькового слоя, а в бруситовом слое. В триклинных хлоритах магний,
алюминий и меньшие количества железа, видимо, распределяются
беспорядочно по всем доступным октаэдрическим положениям. Другие
искажения, выявленные в упомянутых исследованиях, приводят к усилению
водородной связи между ионами (ОН) бруситового слоя и атомами
кислорода тальковых слоев.
Для хлоритов характерны изоморфные замещения в широких
пределах (кремния алюминием; магния двухвалентным марганцем, закисным
и окисным железом). Некоторые замещения влияют на положение и
интенсивность рентгеновских отражений, которые в связи с этим отчасти
можно использовать для оценки химического состава хлоритов. Базальное
Т4,4
14,2
14,1
14,0
N
о 1
• 2
D 3
д 4
7
— 6
фиг. 33. Зависимость dOoi от количества ионов [А1]* на
формульную единицу (Si + [A]]4 = 8).
1 — Bannister, Whittard, 1945; 2 — Shirozu, 1958; a — McMurctiy,1934;
4 — Brindley, Ali (см. Brindley, Robinson, 1951); 5 — Shirozu, 1958;
6 — Hey, 1954; 7 — Brindley, Glllery, 1956.
межплоскостное расстояние dOOi преимущественно зависит от степени
замещения Si на А1; количественное выражение этой зависимости
изучалось Хеем (Неу, 1954), Бриндли и Гиллери (Brindley, Gillery, 1956),
а также Сироцу (Shirozu, 1958) (см. фиг. 33). Экстраполяция кривой,
приведенной Сироцу, до составов серпентина и амезита ([All4 соответственно
равно 0 и 4) дает межплоскостные расстояния, приблизительно равные
2dOoi этих 7А-минералов. Изучение колебаний межслоевых расстояний
в зависимости от состава у искусственных хлоритов с d = 14 А и септе-
хлоритов с d = 7 А (см. стр. 191) показало, что 2dOoi септехлорита
несколько меньше величины dOoi нормального хлорита такого же состава
(Nelson, Roy, 1958). Величина параметра Ь элементарной ячейки (судя по
положению рефлекса 060) сравнительно мало зависит от содержания А1,
но она может использоваться для определения содержания Fe (фиг. 34).
Хей (Неу, 1954) на основании измерений параметров элементарной ячейки
20 образцов проанализированных хлоритов вывел следующие регрес-

Хлорит
161
сионные уравнения:
а = 5,320 + 0,008(Fe+3 + Fe+2) + 0,0165Mn (a=0,059)
fc=9,202 + 0,014(Fe+3 + Fe+2) + 0,0235Mn (<т = 0,015)
d001 = 13,925+0,115(Si—4)—0,025Fe+3 + 0,025Mn
В этих уравнениях Si, Fe+2, Fe+3, Mn — количества соответствующих
ионов на формульную единицу, приведенную на стр. 156, а о — среднее
отклонение наблюдаемых величин. Эти уравнения показывают, что
величины а и b возрастают с увеличением степени замещения магния железом
или марганцем, a <1Ш не зависит от содержания Fe+2 и слегка уменьшается
по мере увеличения количества Fe+3. Члены, выражающие влияние
марганца, были определены по данным измерений для пеннантита (табл. 25,
анал. 38), параметры элементарной ячейки которого равны а 5,43, Ъ 9,4,
с sinp 28,5 А.
Бриндли и Гиллери (Brindley, Gillery, 1956) для определения
содержания железа предпочитают пользоваться не параметрами элементарной
8,4
Ь (А)
9,3
"" о
0 2 4 6 7 8
Fe+2(Mn)
ФИГ. 34. Зависимость между параметром Ь
элементарной ячейки и содержанием (Fe+2+Mn)
в хлорите (максимальное значение Fe+2+Mn=12)
(Shirozu, 1958).
Черные кружки — Shirozu, 1958; светлые кружки —
Bngelhardt, 1942.
ячейки, а соотношениями интенсивностей. Интенсивности базальных
рефлексов первых пяти или шести порядков можно использовать для
определения амплитуд рассеивания, отношения которых указывают на
а) общее количество атомов Fe, замещающих Mg, и б) способ
распределения этих атомов между «тальковым» и «бруситовым» слоями (см. также
Brown, 1955). У триоктаэдрических хлоритов, так же как и у„ других
триоктаэдрических слоистых силикатов, rfoeo редко меньше 1,53 А, тогда
как у диоктаэдрических хлоритов этот параметр должен быть меньше.
Установлено, что зависимость между содержанием хрома в хлоритах
(при содержании Сг2О3 более 1%) и интенсивностью различных
рентгеновских отражений в большинстве случаев определяется тем, какие
позиции — тетраэдрические или октаэдрические — занимает хром в
структуре минерала (Lapham, 1958). В меньшей мере от этого зависит разность
интенсивностей рефлексов 003 и 001, и графически связь /003 — /ooi с
содержанием Сг2О3 выражается пологой кривой.
Рентгеновские методы были использованы для изучения структурных
превращений, происходящих при нагревании в магнезиальных хлори-
11 .М 1263

Таблица 25
химический состав хлорита (Анал. 1—8—окисленные хлориты)
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
u2o-
Сумма
Np
Nm
Ng
2V
Уд. в.
No (выч.)
1
27,56
■ —
24,47
3,85
10,51
1,80
20,86
—
—
—
11,35
—
100,40
1,606
—
1,615
( + ) 0-20°
2,832
1,604
2
25,35
Сл.
22,06
18,97
8,36
0,08
15,06
Сл.
—
—
11,34
0,07
101,29
1,670
—
1,685
—
2,960
1,631
3
25,09
0,05
i8,94
9,60
25,66
0,02
9,80
0,30
0,11
0,08
10,40
0,08
100,13
1,641
.— -
1,643 ч
(-)
3,063
1,644
4
22,18
0,04
20,04
7,35
35,23
0,02
3,79
0,40
0,07
0,02
9,11
0,13
. 99,84
—
1,664
(-) о°
3,206
1,663
5
20,82
—
17,64
8,70
37,96
—
4,15
—
—
—
10,31
—
99,58
1,662
1,662
(-H°
3,31
1,680
Количества ионов3
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
5,451 1
2,549 J
3,158 1
—
0,573
1,739
0,302
6,149
—
—
—
14,98
8,00
11,92
2,773-1
4,460
0,014.J-11,966
4,708
— J
16,00
2,491 J
■2,412-)
0,008
6,298
0,004
3,206
0,070
0,044
.0,020 j
16,00
8.00
12,066
5,2721
2,728/
2,890 1
В,00
8,321
1,343
0,101
0,031
0,004 j
15,92
12,696
1,662 -i
1,518
7,374
1,436
— J
16,00
11,99
1. Темный оливково-зеленый клементит из филлита, Вильсалм, Бельгия (Мб1оп, 1938).
2. Бурый клементит («тюрингит»), ассоциирующий с гиалиновым кварцем,
Мессина-сюр-Лимпопо, Трансвааль (Orcel, 1927, р. 262). Аналитик Дтк. Орсел.
3. Зелено-бурый тюрингит («афросидерит»), Вейлбурт, Лап (Holzner, 1938). Аналитик
И. Холзнер.
4. Тюрингит, месторождение Фортуна, Лан (Holzner, 1938). Аналитик Дж. Холзнер. (Кроме
того, в анализе 1,46 СОг)
5. Темный оливково-зеленый тюрингит, ассоциирующий с кварцем и магнетитом, Шмидфелд,
Тюрингия (Engelhardt, 1942).
а В тех случаях, когда (ОН) равно 16,00, формула вычислялась на основании 28 атомов
кислорода, а НгО+ исключалась; в других случаях пересчет производился на основе 36 (О, ОН).
" Для настоящего пересчета все железо рассчитано как закисное.

Таблица 25 (продолжение)
SiO2
тю2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
C у мма
Np
Nm
Ng.
2V
УД.'".
No (выч.)
6
26,40
—.
18,23
5,70
25,87
0,04
11,35
0,42
0,17
0,17
10,60
1,05
100,00»
—
—
1,620
—
3,034
1,633
7
25,65
—
16,14
6,69
34,43
—
4,47
—.
—
—
11,42
0,08
99,88
—
1,658
1,658
(-H°
—
1,651
8
29,94
0,16
13,77
10,46
20,96
0,18
10,71
1,10
0,17
0,07
10,00
2,48
100,00 a
< 1,63
.—
>1,650
(--)
Небольшой
2,73
1,623
9
24,40
—
22,77
0,45
—
0,09
32,70
0,10
| 0,30
| 19,63
100,44
1,570
—
_
( + )
—
1,584
10
23,20
—
24,42
3,40
13,40
—
22,76
1,04
—
—
12,00
—
100,30
1,600
1,603
1,610
( + N0°
2,85 .
1,617
Si
Al
Al
Ti
Fe+3
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
Количества иопов6
5'747\ 8,00
2,253/
2,425 т
5,645
0,007
3,681
0,097
0,071
0,047
16,00
11,97
2,4541
7,744
— > 11,72b
1,524
— J
16,00
6,706 | мо
1,294J
2,340
0,027
5,690
0,033
3,575
0,263
0,072
0,018 j
14,94
12,02»
4,933 \
3,067 J
2,359-j
0,068
0,014
91855
0,020
— J
16,00
8,00
12,32
4,645-1 .
3,355 J 8>0°
2,410"!
0,522
2,245
6,793
0,223
— J
16,03
12,19
6. Зеленые оолиты шамозита из алевролита, Уиквер, Глостершир (Bannister, Whittard, 1945).
Анализ произведен в Геохимических лабораториях.
7. Желтовато-зеленый шамозит, ассоциирующий с сидеритом, кварцем и магнетитом, Шмид-
фелд, Тюрингия (Engelhardt, 1942).
8. Черный делессит из диабаза, Сомервилл, Массачусетс (Frondel, 1955). Аналитик
И. X. Ослунд.
9. Корундофилит, Квебек (Poitevln, Graham, 1918).
10. Темно-зеленый корундофилит, месторождение наждака, округ Честер, Массачусетс
(Shannon, Wherry, 1922).
а Пересчитано на 100% после исключения примесей.
б В тех случаях, когда (ОН) равно 16,00, формула вычислялась на основании 28 атомов
кислорода, а Н2О+ исключалась; в других случаях пересчет производился на основе
36 (О, ОН).
в Для настоящего пересчета все железо рассчитано как закисное.
11*

SiO2
TiO2
Л12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
2V
Уд. в.
]Mo (выч.)
11
22,47
—
23,57
4,01
■ 29,27
—
9,81
—
—
—
11,06
—
100,19
1,661
—
—
—
1,647
12
27,12
—
27,68
0,20
1,24
0,54
30,96
—
—
—
12,82
0,01
100,57
1,578
1,580
1,586
( + ) 12°
2,680
1,585
13
27,78
—
24,30
1,43
0,35
—
32,71
Сл.
—
—
13,01
—
99,58
1,580
1,581
1,589
( + ) 21°
2,668
1,582
Таблица 25
14
26,68
Сл.
25,20
—
8,70
—
26,96
0,28
—
—
11,70
—
99,52
—
—
—
2,797
1,595
(продолжение)
15
27,64
0,22
22,48
0,06
12,06
0,02
24,32
0,00
0,17
0,06
11,45
1,80
100,34
1,600
1,600
1,606
( + ) 0-8°
2,80
1,596
Количества ионов а
Si
А1
А1
Ti
Fe+»
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
4,839]
I 8
3,161/
2,824'
0,650
5,273
—
3,149
—
15,89
■И
,00
,90
5,0371 g
2,963J
3,098-
—
0,029
0,193
0,085
8,570
—
15,89
• 11
,00
,98
5,2141 8
2,786 J
2,590"
—
0,200
0,054
9,151
—
16,00
•12
,00
,00
5,127^
2,873
2,837-
—
—
1,398
—
7,722
0,057
16,00
I 8
■12
,00
,01
5,5231
2,477/
2,819"
0,032
—
2,015
12,11
7,243
—
15,27
,00
12,11
11. Псевдотюрингит, Гранитцер, Вейц, Штирия, Австрия (Heidi, 1941).
12. Зеленовато-белые сферолиты шериданита ия тальково-серпентинитового кристаллического
сланца, Камбероусс, Савой, Франция (Orcel, 1927, № 31). Аналитик Дж. Орсел.
13. Желто-зеленый шериданит, Майлс-Сити, Монтана (Shannon, Wherry, 1922). Аналитик
И. В. Шаннон.
14. Шериданит (грохауит), Rapa-Бара, Дактауп, Теннесси (McMurchy, 1934). Аналитик
И. В. Шаппоп.
15. Шериданит из дравит-хлоритовой породы, Аорере, Нельсон, Новая Зеландия (Hutton,
Seelye, 1945). Аналитик Ф. Т. Сили. (Кроме того, в анализе N1 сл., V 0,006.)
а В тех случаях, когда (ОН) равно 16,0В, формула вычислялась на основании 28 атомов
кислорода, а Н2О+ исключалась; в других случаях пересчет производился на основе
36) О, ОН).

Таблица 25 (продолжение)
SiO2
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
2V
Уд. в.
No (выч.)
16
26,50
0,03
20,85
1,90
18,73
0,52
19,85
—
—
11,65
0,12
100,15
1,618
1,618
1,621
< + ) o°
2,883
1,615
17
26,45
Сл.
20,88
2,82
21,06
0,44
16,84
0,16
0,12
0,19
10,98
0,11
100,05
1,619
1,623
Небольшой
2,980
1,620
18
25,62
0,88
21,19
3,88
21,55
0,35
15,28
0,16
0,00
0,00
10,87
0,19
99,97
1,622
1,622
1,626
0°
2,96
1,625
19
26,69
0,30
19,57
3,49
21,80
0,30
16,23
0,17
Сл.
Сл.
11,19
0,12
99,99
—
1,625
( + ) о°
2,96
1,621
20
24,60
0,00
19,10
3,12
29,04
—
13,10
Сл.
—
—
10,60
—
99,56
1,637
—
1,642
(-) 22°
—
1,639
Количества ионов а
5,387 1
О ЛА
2,613 | °'w
2,383i
0,003
0,288
3,185
0,089
6,014
—
—
16,00
•11,96
5,15001
2,500/
2,618-1
—
0,439
3,663
0,077
5,219
0,035
0,047
0,050 J
15,23
,00
j. 12,15
5,364-1 g H
2,636/
2,595
0,138
0,611
3,775
0,062
4,767
0,035
I
15,18
-11,98
5,565 ~\ о 00
2,435/ '
2,375-
0,046
0,546
3,802
0,052
5,044
—
15,57
11,89б
1 714 Г
—
0,504
5,220
—
4,195
—
16,00
,„
12,04
Si
А1
А1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(ОН)
16. Темно-зеленый рипидолит из полевошпат-амфибплитового кристаллического сланца,
Ал дрота, Мадагаскар (Orcel, 1927).
17. Рипидолит из альбит-хлоритового кристаллического сланца, Спрингберп, западное Отаго,
Новая Зеландия (Hutton, 1940). Аналитик К. О. Хаттон.
18. Рипидолит из хлорит-опидот-альбитового кристаллического сланца, Лаймбери-Пойит,
эстуарий Селкомб, Южный Девон (ТШеу, 1938). Аналитик X. К. Г. Винсент.
19. Рипидолит из алъбит-эпидот-хлорит-актинолит-кальцитового кристаллического сланца,
пик Коропет, район Вакатипу, западное Отаго, Новая Зелапдия (Hutton, 1938). Аналитик
К. О. Хаттон. (Кроме того, в анализе NiO 0,13.)
20. Серо-зеленый рипидолит, Ор-Ноб, южная часть Аппалачей, США (Ross, 1935). Аналитик
И. В. Шаннон.
а В тех случаях, когда (ОН) равно lfi.OO, формула вычислялась па основании 28 атомов
кислорода, а НгО+ исключалась; в других случаях пересчет производился на основе
36 (О, ОН).
6 В том числе № 0,021.

SiO2
TiO2
A12O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
2V
Уд. в.
No (выч.)
21
24,35
0,04
20,21
2,13
36,27
0,48
5,57
0,10
He опр.
He опр.
10,46
0,35
99,96
1,646
1,646
1,655
(-)
3,08
1,572
22
23,62
—
22,26
—
38,97
0,98
1,09
0,29
1,10
0,28
11,16
—
99,75
—
—
—
—
1,654
T абл
23
22,27
0,08
21,40
0,67
43,01
0,05
2,35
0,15
| 0,35
10,10
0,11
100,54
1,658
—
1,667
(-)
Небольшой
3,20
1,067
и ц а 25 (продолжение)
24
31,44
—
17,62
—
Сл.
Сл.
37,64
Сл.
.—
■—
13,19
—
99,89
1,572
1,572
1,575
( + ) 6-14°
3,02
1,572
25
31,87
0,17
14,51
1,86
3,57
Сл.
32,76
—
0,04
0,02
13,05
0,90
100,13
1,581
1,581
1,586
( + ) 0—20°
2,60
1,579
Количества ионов а
Si
Al
AJ
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
5,409 1
2,591 .
2,702-
0,007
0,355
6,740
0,089
1,844
0,023
—
16,00
■ 8,00
•11,76
у
2,700J
3,188 1
7,314
0,186 ) 11,68
0,364
0,069
0,080
0,478 )
16,71
00
5,0581 о
2,942 I 8'
2,788")
0,014
0,115
8,172
0,009 } 12,08
0,796
0,037
0,152
j
16,00
5,830"! 8
2,170J
1,682-1
00
— }■ 12,09
10,403
16,32
6,084
1,916
1,338-1
0,022
0,252
0,560
—
9,384
— J
16,62
21. Темно-зеленый рипидолит (афросидерит) из рубашки на кристалле кварца, месторождение
Толгус, Корнуолл (Ilallimond, 193'.)). Аналитик К. О. Харви.
22. Рипидолит из корочек на арсенопирите и кварце, Непзепс, Корнуолл (Tschermak, 1891).
23. Зеленый дафнит (бавалиа), Бас-Валлон, Форт-де-Лорж, Квинтин, Кот-дю-Нор, Франция
(Orcel, 1927, № 128).
24. Бесцветный до светло-зеленого клипохлор из метаморфизованного известняка, Филлип-
сберг, Монтана (McMurcliy, 193'i). Аналитик И. В. Шаннон.
25. Серебристо-белый до светло-зелепого хромистый клинохлор из серпентинита, Каукапакапа,
северная часть Окленда, Новая Зеландия (Hutton, Seelye, 1947). Аналитик Ф. Т. Сили.
(Кроме того, в анализе NiO 0,28, Сгг03 1,10.)
а В тех случаях, когда (ОН) равно 16,00, формула вычислялась на основании 28 атомов
кислорода, а НгО+ исключалась; в других случаях пересчет производился на основе
36 (О, ОН).
6 В том числе Сг 0,160, N1 0,034.

Таблица 25 (продолжение)
3iO2
TiO2
А12О3'|
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
2V
Уд. в.
No (выч.)
26
30,30
—
18,25
2,64
3,98
—
32,66
Сл.
0,03
0,38
12,26
—
100,50
N 1,576
—
( + )
2,65
1,585
27
29,73
—
17,95
0,68
10,05
8,24
21,84
0,00
—
—
11,90
0,42
100,81
—
—
—
—
1,601
28
28,73
0,41
19,16
1,97
10,99
0,15
26,37
0,06
0,01
0,03
12,17
0,07
100,12
1,595
—
( + ) ю°
—
1,596
29
29,84
0,15
20,20
0,80
15,00
0,13
21,83
0,68
0,10
0,02
11,19
0,21
100,18
1,607
—
(-)
2,847
1,597
30
28,32
0,09
19,03
1,19
14,85
0,09
23,72
0,62
0,01
0,00
11,95
0,06
99,93
1,620
1,621
1,625
( + ) 14°
2,82
1,605
Количества ионов а
Si
А1
А1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(Oil)
1,795-|
0,375
0,629
9,202
0,008
0,090 )
16,00
2,185
0,100
1,683
1,396
6,515
У 11,88
J
16,00
5,630
2,370
2,056
0,060
0,290
1,802
0,024
7,702
0,011
0,002
0,008
16,00
,00
\ 11,96
j
8,00
5,972
2,028
2,736
0,023
0,120
2,511
0,022 \ 12,11
6,512
0,145
0,038
0,004
14,94
J
1:21 ••«>
2,130")
0,012
0,180
2,480
0,014 Vl2,0)
7,058
0,132
— j
15,94
26. Клинохлор, Уэст-Таун, Пенсильвания (Dschang, 1931).
27. Хлорит (марганцевистый клинохлор) из жилки в марганцевой руде, месторождение Кума-
нохата, префектура Сига, Япония (Shirozu, 1958). Аналитик X. Сироцу.
28. Клинохлор из хлоритового кристаллического сланца, Честер, Вермонт (Stone, Weiss, 1955).
29. Клинохлор из актинолит-хлоритового кристаллического сланца, район Приска, Капская
провинция (Mathias 1952). Аналитик П. Л. Ле-Руа. (Кроме того, в анализе Р2О5 0,03.)
.30. Пикнохлорит из родингита, дайка Пасюки, Хиндубаг, Пакистан (Bilgrami, Howie, 1960).
Аналитик Р. А. Хауи.
а В тех случаях, когда (ОН) равно 16,00, формула вычислялась на основании 28 атомов
кислорода, а НгО+ исключалась; в других случаях пересчет производился на основе
36 (О, ОН).

SiO2
TiO2
A12O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
C у мма
Np
Nm
Ng
2V
Уд. в.
No (выч.)
31
27,11
0,35
17,42
2,91
30,98
.—
9,75
0,21
—
—
11,07
0,51
100,31
—
1,638
—
—
2,988
1,635
32
25,07
0,12
19,78
3,50
35,80
0,50
1,11
1,04
0,18
0,93
10,82
1,13
99,98
1,663
1,669
1,669
(-H°
3,08
1,651
T а бл
33
33,83
—
12,95
2,25
3,02
—
34,94
—
—
—
13,11
100,10
—
—
—
—
—
1,573
и ц а 25 (продолжение)
34
33,46
—
10,96
2,56
24,72
0,40
16,52
0,92
0,29
—
9,96
—
99,79
—
1,612
—
—
2,79
1,613
35
36,43
Сл.
12,24
0,94
6,87
0,11
30,94
0,33
Сл.
0,00
11,42
0,13
100,04
—
—
—
—
2,738
1,567
Количества ионов а
31.
32.
33.
34.
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
5,8641 8
2,136/
2,307 1
0,057
0,473
5,605
3,143
0,048
—
15,98
•11,63
. Брунсвнгит ил спилита,
5,667 1 8,oo
2,333 /
2,939-
0,020
0,594
6,770
0,095
0,373
0,251
0,270
0,080 .
16,32
11,39
Грейт-Айлепд,
6-4131 8,00
1,587/
1,3071
—
0,321
0,479
—
9,872
—
—
— .
16,00
Новая
11,98
6,884 \ 800
1,116/ '
1,544'
—
0,396
4,255
0,069
5,066
0,202
0,112
— .
16,00
■ 11,64
7,027 -
0,973,
1,809"
—
0,134
1,108
0,017
8,895
0,067
—
14,69
. 8,00
- 12,12»
Зеландия (Battey, 1956). Аналитик
М. X. Бетти.
Брунсвигит из жилтл в граните, карьер Сайлент-Велли восточная часть гор Маурн-Маун-
тинс, Северная Ирландия (Noekolds, RicJiey, 1939). Аналитик Н. СалОом.
Пеннин, Циллсрталь, Тироль (Tschermak, 1891). Аналитик Людвиг.
Диабантит, Фармингтон-Хиллс, Коннектикут (Hawes, 1875; Bannister, Whittard, 1945).
35. Хромовый талько-хлорит, Огуси, Хизен, Япония (Lapliam, 1958). Аналитик У. X. Херд-
смен. (Кроме того, в анализе Сг2О3 0,54, NiO 0,09.)
а В тех случаях, когда (ОН) равно 16,00, формула вычислялась на основании 28 атомов
кислорода, а НгО+ исключалась; в других случаях пересчет производился на основе
36 (О, ОН).
б
В том числе Сг 0,080, Ni 0,014.

Таблица 25 (продолжение)
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
2V
Уд. в.
No (выч.)
36
32,12
—
9,50
—
1,98
—
35,36
1,24
—
10,25
2,04
100,37
1,587
1,590
1,590
(-H°
—
1,597
37
33,06
—
0,58
9,42
—
33,83
11,55
0,07
—
10,31
0,02
99,82
1,646
—
1,664
(-H°
3,01
1,630
38
22,64
—
18,60
4,43
—
38,93
1,48
—
—
9,40
96,81
1,646
1,661
1,661
(-H°
3,06
1,661
39
33,40
—
47,47
0,00
0,71
Сл.
0,20
0,45
| 0,09
14,98
0,23
100,65
—.
—
—
—
—
—
Количества ионова
Si
Al
Al
Ti
Fe+s
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
6,156^ g
1,844J
0,303 ■
0,303
0,318
10,100
0,255
—
16,00
• 12,476
7,676 X 784
0,159J
— ■
I
1,645в
6,656
3,997
0,017
—
15,97
I
12,42^
5,3331 g 00
2,667/ '
2,497 i
0,784
—
7,770 J> 11,69'Т
0,520
—
—
— )
16,00
5,8981 8,00
2,102/
7,782^
0,105
—
0,053
0,085
0,032
0,022 .
16,00
► 10,30е
36.
37.
38.
39.
a
Кеммерерит, Дир-Парк, Вайоминг (Shannon, 1921). Аналитик И. В. Шаннон. (Кроме того,
в анализе СггОз 7,88.)
Темно-бурый гопьерит, ассоциирующий с баритом и бементитом в гидротермальных
жилках, Лонгбан, Швеция. (Froudel, 1955). Аналитик Ф. А. Гоньс. (Кроме того, в анализе
РЬО 0,56, ZnO 0,42.)
Оранжево-бурый иеннантит из марганцевой руды, месторождение Беналлт-Рив, Кернер-
воншир (Smith et al., 1046). Аналитик М. X. Хей. (Кроме того, в анализе ВаО 1,33.)
Кукеит, Калбинский хребет, Урал (Гинзбург, 1953). (Кроме того, в анализе 1ЛгО 3,12.)
В тех случаях, когда (ОН) равно 16,00, формула вычислялась на основании 28 атомов
кислорода, а Н2О+ исключалась; в других случаях пересчет производился на основе-
36@, ОН).
В том числе Сг 1,19 5.
Для настоящего пересчета все железо рассчитано как закисное.
В том числе РЬО, 0,35, Zn 0,73.
В том числе Ва 0,122.
В том числе L1 2,216.

170 Породообразующие минералы
тах — пеннине, клинохлоре и шериданите (Brindley, Ali, 1950). Первая
стадия дегидратаций заключается в потере хлоритами приблизительно
половины структурной воды и сопровождается миграцией ионов Mg в
направлении гидроксильных слоев бруситовой сетки. На второй стадии
дегидратации за счет хлорита в возрастающем количестве образуется
оливин, причем изучение этих продуктов изменения методом
монокристалла свидетельствует, что ориентировка вновь образованных
кристаллов оливина просто связана со структурой исходного хлорита. Видимо, это
превращение хлорита в оливин может происходить с незначительными
нарушениями приблизительно плотно упакованных слоев кислорода
в «тальковом» и дегидратированном «бруситовом» структурных элементах
и осуществляется посредством перемещения ионов магния лишь в
направлении, перпендикулярном базальной плоскости. В процессе этого
превращения из структуры удаляются кремнезем и вода; роль алюминия
остается неясной; в клинохлоре и пеннине, имеющих более высокое
содержание А12О3, образование оливина задерживается. При прослеживании
термического разложения хлорита рентгеновским методом качания в
условиях нагревания установлено, каким образом различия в содержании
железа влияют на первую стадию дегидратации хлоритов (Weiss, Rowland,
1956). Как вермикулиты, так и монтмориллониты обладают базальным
рефлексом при d ~ 14 А, однако эти минералы можно отличить от
хлоритов при нагревании до 600° С, так как у последних рефлекс 001 при этом
усиливается. Кроме того, хлориты отличаются от вермикулитов и
монтмориллонитов отсутствием набухания. Однако были описаны отдельные
хлориты, разбухающие в органических жидкостях (Stephen, MacEwan,
1951). Как правило, хлориты можно отличить от других слоистых
минералов по характерной серии базальных рефлексов, определяемой
величиной dWi ~ 14,3 А, но поскольку железистые хлориты имеют слабые
рефлексы первого порядка, рентгенограммы их могут быть спутаны с
рентгенограммами кандитов (глинистых минералов группы каолинита). В этом
случае полезным оказывается нагревание до 550—600° С, так как
минералы группы каолинита при такой температуре разлагаются, а их
порошковые рентгенограммы при этом исчезают.
Хлориты часто присутствуют в виде одного или нескольких
компонентов в беспорядочных смешаннослойных агрегатах (хлорит —
вермикулит, хлорит — монтмориллонит, иллит — хлорит — монтмориллонит
и т. д.) (Weaver, 1956). Кроме того, хлоритовые слои участвуют в
регулярных смешаннослойных образованиях с большим базальным
межплоскостным расстоянием (например, 29 А у смеси монтмориллонит — хлорит,
Early et al., 1956; а также хлорит — вермикулит *, Bradley, Weaver,
1956).
Некоторые минералы со слоистой структурой кристаллической
решетки (септехлориты, см. стр. 191), по своему химическому составу сходные
с хлоритами и описывавшиеся как «шамозит» (Brindley, 1951), в
структурном отношении стоят ближе к минералам группы каолинита или к
серпентинам и поэтому дают порошковые рентгенограммы, характерные для
последних. Септехлориты имеют сильный базальный рефлекс при 7 А;
у них отсутствуют отражения при 14 А и они разлагаются при
нагревании до 500—600° С.
* Для такого типа смешаннослойных минералов было предложено название
«корренсит» (Lippmann, 1956).

Хлорит 171
Химизм
Химизм минералов группы хлорита, так же как и их структуры,
можно рассматривать, исходя из гипотетического состава хлорита —
Mg6Si802o (OHL + Mg8 (ОНI2, в котором содержится равное количество
тальковых и бруситовых слоев. В обоих структурных слоях хлоритов
проявляются широкие изоморфные замещения, причем замещение кремния
алюминием осуществляется в пределах [Si7Al]4 — [Si4AlJ4. Как в
тальковом, так и в бруситовом структурных элементах магний замещается
алюминием в следующих пределах: MguAl — Mg8Al4. При замещении
кремния алюминием в тальковом слое нарушается баланс зарядов. Пока
еще не установлено, в какой мере он восстанавливается благодаря
замещению магния на алюминий в том же структурном элементе, в бруситовом
слое или, наконец, в обоих структурных элементах. Несмотря на
ограниченность пределов этих изоморфных замещений, может также
осуществляться замещение Mg на Fe в любых пропорциях, так что отношение
Fe+2 : (Fe+2 + Mg) в хлоритах изменяется от нуля до единицы. Важную
роль в составе хлоритов играет окисное железо. Колебания химического
состава хлоритов можно классифицировать различным образом, причем
границы, устанавливаемые между разновидностями, служат предметом
больших разногласий. Принятый в настоящей книге вариант
классификации хлоритов был предложен Хеем (Неу, 1954); во многих отношениях
он соответствует ранее разработанным классификациям и номенклатурам
(Tschermak, 1890, 1891; Orcel et al., 1950). Прежде всего хлориты
подразделяются по содержанию окисного железа на окисленные (более 4%
Fe2O3) и неокисленные (менее 4% Fe2O3). В неокисленных хлоритах,
встречающихся чаще, чем окисленные, дальнейшее подразделение
основано на содержании кремния, количество атомов которого на формульную
единицу может быть равно 5,0; 5,6; 6,2 и 7 из максимального значения 8.
В составах с таким содержанием кремния в тетраэдрических положениях
должно быть соответственно 3; 2,4; 1,8 и 1,0 атомов А1 и равные
количества А1 (или Al + Fe+3) в октаэдрических положениях. Окисленные
хлориты по содержанию кремния разделяются лишь на разновидности,
содержащие 5,6 и 6,2 атомов Si на формульную единицу. Затем хлориты двух
главных групп подразделяются по суммарному содержанию железа, что
позволяет выделить области составов, относящиеся к отдельным
минеральным видам, отраженным на фиг. 35. Таким образом, хлориты в
принятой систематике классифицируются по трем параметрам: содержанию
окисного железа, кремния и суммарного железа. Кроме названий,
приведенных на фиг. 35, существует еще ряд названий хлоритов, например
«лейхтенбергит» для клинохлоров, «грохауит» («шериданит»), «афросиде-
рит» («рипидолит») и «бавалит» («дафнит»). Хлориты, по составу
отвечающие конечным членам фиг. 35, Mgi2Si802o (OHI6 и (Mg8Al4) (Si4Al4)O20(OHI6,
не установлены, а приведенные формулы соответствуют теоретическому
составу соответственно минералов серпентина и амезита, которые
структурно близки к группе каолинита. Фактически лишь очень немногие
образцы, обладающие структурой хлорита, имеют состав, выходящий за
пределы 4,5—7,0 атомов Si. Кроме изоморфных замещений, отмеченных
выше, многие хлориты характеризуются присутствием небольших
количеств Mn, Cr, Ni, Ti и т. д. Два хлорита обладают очень высоким
содержанием марганца: гоньерит (анал. 37, табл. 25), в состав которого входит
очень мало алюминия и пеннантит (анал. 38) с очень низким содержанием

172
Породообразующие минералы
магния. Гоньерит, таким образом, имеет почти серпентиновый состав
с Mg, замещенным (Mn, Fe+2), но тем не менее структуру хлорита, а пен-
нантит можно рассматривать как марганцовистый клементит. В табл. 25
(анал. 27) приведен анализ еще одного хлорита, обогащенного марганцем.
Номенклатура окисленных хлоритов
Тюрингит Шамозит Делессит
8,0
ФИГ. 35. Номенклатура хлоритов и окисленных хлоритов (Неу, 1954).
Черные кружки — хлориты; крестики — окисленные хлориты. Цифры у точек
состава соответствуют номерам анализовв табл. 25.
Часто в хлоритах в небольших количествах присутствует хром;
в некоторых случаях его содержание достигает 8,11 и 13,5%. Лафам
(Lapham, 1958) в результате изучения хромсодержащих хлоритов
пришел к выводу, что хром может занимать как тетраэдрические, так и окта-
эдрические положения, причем в последнем случае он входит
преимущественно в бруситовые, а не тальковые слои. Хей (Неу, 1954) предложил
не давать специальных названий хлоритам с содержанием Сг2О3 менее 4%

Хлорит 173
(например, минерал, состав которого приведен в табл. 25, анал. 25, можно
назвать хромистым клинохлором), а хлориты, более богатые хромом,
называть кочубеитами. Граница у 4% спорна, и Лафам предложил иную
номенклатуру, основанную на кристаллохимических характеристиках,
проявляющихся при содержании Сг2О3, превышающем 2%. Хлориты
с большим содержанием хрома предложено называть кочубеитами, если
хром входит в тетраэдрические положения; если же этот элемент занимает
октаэдрические положения, то минерал следует называть кеммереритом.
(Ранее кочубеит и кеммерерит различали по отношению в их составе Si: А1;
этим свойством указанные минералы напоминают соответственно клино-
хлор и пеннин.) Если структура хлорита детально не изучена, то при
выделении хромовых разновидностей можно пользоваться лишь
определением «хромовый», добавляемым к названию по номенклатуре,
основанной на отношениях Si : А1 и Fe : Mg. В большинстве анализов
указывается небольшое содержание кальция или щелочей; так как эти элементы
мало влияют на вычисленные формулы, они рассматриваются в табл. 25
как структурные ионы. Однако вполне вероятно, что эти компоненты
входят в состав минералов-примесей или представляют собой катионы,
либо адсорбированные поверхностным слоем хлорита, либо входящие
в межслоевые пространства.
Составы окисленных хлоритов можно интерпретировать двояко. Во
многих из них высокое содержание Fe2O3 сопровождается низким
содержанием Н2О+, и при пересчете формулы на основе 28 атомов кислорода
(см. табл. 25, примечание) суммарное количество октаэдрических ионов
оказывается несколько меньше идеального числа — 12. Многие авторы
(Holzner, 1938; Winchell, 1946) полагают, что в таких «окисленных
хлоритах» реально осуществляется процесс окисления за счет реакции Fe+2 —>•
—> Fe+3, сопровождающейся потерей водорода; возможность такой
реакции была проверена экспериментально (Orcel, Renaud, 1941). В таких
случаях пересчет лучше соответствует идеальной формуле, если Fe2O3
выражать в эквивалентных количествах FeO. Некоторые хлориты,
однако, при высоком содержании Fe2O3 обладают нормальным содержанием
воды и отвечают нормальной формуле хлорита, если при пересчете
учитывается окисное железо как таковое. Таким образом, если окисное железо
имеет первичный характер, его проявление в структуре компенсируется
замещением Si на А1, а когда оно представляет собой продукт наложенного
окисления, то его появление сопровождается замещением ионов (ОН)"
ионами кислорода (О)'2. Иначе подходит к классификации хлоритов
Сердюченко A953), особенно в части трактовки соотношений
суммарного и окисного железа. Этот исследователь вывел общую формулу
хлоритов из двух сотен анализов, не пересчитывая Fe2O3 на эквивалентное
количество FeO и не используя для предложенной им классификации
содержание суммарного железа. В результате в химических формулах
многих хлоритов количества атомов оказались близки к идеальному
количеству октаэдрических ионов A2) и появилась возможность
представить хлориты как члены серии серпентина, Mgt2 Si8O20 (OHI8, —
амезита, (Mg8Al4)(Si4Al/,H2o (OHI2. Однако во многих рассмотренных
хлоритах количество атомов группы Y оказалось меньше 12, в связи
с чем оно было использовано Сердюченко для разделения хлоритов
на типы а, р, у и б. При дальнейшем подразделении поля составов по
содержанию Si D,6; 5,2; 5,8; 6,4; 7,2; 8,0) определилась номенклатура
хлоритов, весьма сходная с номенклатурой Хея (Неу, 1954). Многие
анализы, приведенные Сердюченко, лучше подходили бы к идеальной

174 Породообразующие минералы
формуле в случае пересчета Fe2O3 на FeO, однако во многих из таких
анализов не наблюдается пониженного содержания Н2О+, характерного-
для хлоритов, претерпевших наложенное окисление. Кроме того, в
некоторых случаях низкая величина Y обнаруживается в образцах с небольшим
содержанием окисного железа или при полном отсутствии последнего.
При условии, что анализированный материал не содержал нехлоритовых
минералов, рассмотренные выше данные позволяют предполагать
существование частично диоктаэдрических хлоритов. Такого типа минералы
можно рассматривать как хлориты, в которых тальковый и бруситовый
структурные элементы частично замещены их диоктаэдрическими
аналогами — пирофиллитом и гиббситом соответственно и в которых
осуществляется интенсивное замещение алюминия окисным железом. Среди
анализов, приведенных в табл. 25, тенденция к колебаниям состава в этом
направлении усматривается в анализе литийсодержащего кукеита
(анал. 39) (см. также Quensel, 1937; Сердюченко, 1953, табл. 101). Важно
напомнить, что многие образцы редких слюдистых минералов,
занимающих промежуточное положение между диоктаэдрическими и триоктаэдри-
ческими слюдами (и монтмориллониты), также содержат литий.
Выборочные анализы хлоритов приведены в табл. 25, а
соответствующие составы графически нанесены на фиг. 35. .Приближенное определение
состава хлорита можно иногда осуществить рентгеновскими методами
(Brown, 1955; Brindley, Gillery, 1956). На кривых потери веса клино-
хлоров обнаруживаются перегибы при 600 и 850° С (суммарная потеря
веса 12,5%), а на дифференциальных кривых нагревания
приблизительно при этих температурах наблюдаются эндотермические пики.
Предполагается, что первое превращение соответствует дегидратации «брусито-
вого», а второе —«талькового» слоев структуры хлорита (Brindley, Ali,
1950; Caillere, Henin, 1957). Термическое поведение хлоритов зависит
от состояния и степени измельчения образцов (Sabatier, 1950) и от
химического состава, особенно содержания железа. Так, у тонкозернистых
хлоритов часто обнаруживается низкотемпературный эндотермический
пик, обусловленный выделением адсорбционной воды; у рипидолитов
и некоторых других хлоритов проявляется один, а не два эндотермических
пика; у некоторых образцов главные эндотермические пики оказываются
сдвоенными. Положение пиков зависит от состава; это становится ясно
при сравнении кривых нагревания клинохлора и птериданита, у которых
эндотермические пики располагаются у 800 и 710° С соответственно.
Температура разложения хромовых хлоритов понижается по мере
увеличения содержания хрома (Lapham, 1958). Равным образом зависит от
состава и экзотермический пик при 900° С, так как продукты
разложения хлоритов, с которыми этот пик связан, бывают различными. Наиболее
часто продукты разложения хлоритов представлены оливином и шпинелью
(Orcel, Caillere, 1938; Brindley, Ali, 1950).
Детальные исследования устойчивости фаз в системе MgO — А12О3 —
SiO2 — НгО были выполнены с использованием естественных минералов,
смесей окислов, стекол и соосажденных гелей (Yoder, 1952; Roy, Roy,
1955; Nelson, Roy, 1958). При понижении температуры первый водосодер-
жащий минерал — тальк — образуется при 780° С, а ниже 710° при
давлении 20 000 фунт/кв. дюйм (~1400 кг/см2) синтезируется первое
четырехкомпонентное соединение —клинохлор, (Mg10Al2) (Si6Al2)O1()(OHI6.
Установлены пределы колебаний твердых растворов со структурой
хлорита от пеннина, (MgHAl) (Si7Al) O^ (OH)i6, до амезита, (Mg8Al4) (Si4Al4)
Ого (ОНL6. При валовом составе с избытком алюминия возникает трех-

Форстерит* зттатит+кордиерит
Форстерит + нордиерит* шпинель
Ф И Г. 36а. Наиболее вероятный вариант диаграммы состав-
температура (при давлении 1000 атм) для сечения
хризотил — амезит.
Нижняя часть диаграммы отвечает истинному бинарному сечению,
тогда как в верхней ее части равновесия имеют четверной характер
и на диаграмме отражена лишь устойчивость твердых фаз
различного состава как функция температуры. Заштрихована область,
в которой образуются и устойчиво метастабилыш сохраняются
в течение длительного периода септехлориты. Отмечена также область
существования двух фаз — хризотил + хлорит, отражающая разрыв
смесимости твердых растворов в сечении хлорита (Nelson, Roy, 1958).
Форстерит + энстатипч- кордиерат
Форстерит + кордиерит + шпинель
Твердый
раствор
хризотила *
МА-хлорит
ФИГ. Збб. Возможный вариант диаграммы,
на фиг. 36а.
приведенной

176
Породообразующие минералы
фазовая ассоциация и дополнительно образуется хлорит амезитового
состава. Если валовое содержание алюминия меньше, чем содержание
этого элемента в пеннине, также образуются три фазы и дополнительно
кристаллизуется пеннин. В той же области составов (а также вне ее,
в направлении точки состава серпентина, Mg^SigOgt^OH)^) можно
получить другую изоморфную серию, члены которой обладают структурой
«триоктаэдрического каолинита». Межслоевые расстояния у этих
продуктов, называемых септехлоритами, равны не 14, а 7 А. (см. стр. 191). Точные
соотношения полей устойчивости этих двух полиморфных модификаций
300-
•5.225
«6
I
[150
1
Шкг1ш
75
г W -
о\ о
\|
Алюминиевый
серпентин
I
°О Форстерит*
кордиерит*
шпинель +
пар
о|
400 500 600 700 800 900
Температура, "С
ФИГ. 37. Р — Т-кривые перехода алюминиевый серпентин —>
—-э- клинохлор и реакции клинохлор ^ форстерит + кордиерит +
+ шпинель + пар (Yodor, 1952).
не установлены. При более высоких давлениях и температурах образуются
нормальные хлориты A4А), причем наиболее низкая температура синтеза
хлоритов — 450° (клинохлор). Возможно, септехлориты существуют лишь
метастабильно, как это показано на диаграмме температура —давление
(фиг. 36а). Однако при построении диаграммы фиг. 366 было принято,
что септехлориты претерпевают полиморфное превращение в
нормальные хлориты при температуре 400—500° С. Верхний предел устойчивости
клинохлора неожиданно высок, как это можно видеть на кривой
превращения клинохлор -*■ форстерит + кордиерит + шпинель -|- пар в
координатах давление — температура (фиг. 37). При неравновесном
разложении клинохлора образуются форстерит, шпинель и, возможно, энстатит
(Brindley, АН, 1950).

Хлорит ill
Максимальный заряд возникает в «бруситовом» структурном
элементе хлоритов в том случае, когда замещение Л1 — Si компенсируется
исключительно замещением Mg на А1 преимущественно в «бруситовом»,
а не «тальковом» слое. Проводя аналогию со слюдами, можно отметить,
что для устойчивости нормальной хлоритовой структуры требуется
минимальный заряд, когда бруситовый слой эквивалентен, так сказать, х/2 К+
(на формульную единицу) между слоями в слюде. Именно этими
соображениями можно объяснить неустойчивость хлоритов, содержащих
меньше алюминия, чем пеннин (заряд бруситового слоя = 1/2+) (Nelson,
Roy, 1958).
Железистый аналог амезита — шамозит также может существовать
как в виде септехлорита *, так и нормального хлорита. Поскольку
материал из Шамозона имеет структуру нормального хлорита, название
«шамозит» было оставлено для обозначения разновидности окисленных хлоритов
(фиг. 35). Шамозиты с межплоскостным расстоянием 7А Нельсон и Рой
предложили называть септешамозитами. Некоторые трудности возникают
при интерпретации образцов состава магнезиального шамозита
(например, анал. 6), которые можно рассматривать либо в качестве нормального
хлорита, либо как смесь железистого шамозита (с межплоскостным
расстоянием 14А) с серпентином (Bannister, Whittard, 1945). В плохо раскри-
сталлизованном материале определение серпентина в присутствии
хлорита представляет трудность для любой методики.
Тарнок и Эйгстер (Turnock, Eugster, 1958) выявили условия
равновесия хлорита состава дафнита, Fe10Al2SieAl202o(OHI6, применив
контролируемое парциальное давление кислорода. Дафнит с межплоскостным
расстоянием 7 А был синтезирован при температуре около 400° С, и даже
при давлении до 5000 бар его не удалось полностью превратить в
полиморфную разновидность с межплоскостным расстоянием 14А.
При воздействии растворов Mg(OHJ и Fe(OHJ на монтмориллонит
были получены хлоритоподобные вещества (Orcel et al., 1950). Базальные
межплоскостныо расстояния этих продуктов были приблизительно равны
14А, и в некоторых случаях полученные вещества (подобно настоящим
хлоритам) были устойчивы при нагревании до 550° С, однако (подобно
монтмориллониту) разбухали в глицерине. Такие вещества, которые
можно назвать разбухающими хлоритами, были синтезированы из натрового
силиката и солей железа и магния (Caillere ct al., 1953), а также
встречены в природе (НопеуЪогпе, 1951).
Хлориты легко разлагаются в кислотах, которые выщелачивают из
них магний и железо, иногда оставляя скелетные кремнеземистые
пластинки. Выщелачивание алюминия из магнезиальных хлоритов
осуществляется в две стадии; это позволило предположить, что ионы алюминия,
находящиеся в четверной координации, легче удаляются, чем ионы,
занимающие октаэдрические положения (Brindley, Youell, 1951).
Оптические и физические свойства
Оптические свойства хлоритов определяются двумя переменными —
Si и суммарным железом, выбранными ранее для выражения химического
состава неокисленных хлоритов. Светопреломление хлоритов возрастает
с увеличением содержания железа и уменьшением количества кремния.
* Для такой формы шамозита иногда используется название «бертьериц».
12 м 1263

178 Породообразующие минералы.
Хлориты относятся к моноклинной или триклинной сингонии и,
следовательно, двуосны, однако часто показатели преломления двух
направлений колебаний в плоскости @01) настолько близки, что величина 2V
становится очень малой и не поддается определению. На фиг. 38 хлориты
рассматриваются как одноосные минералы; здесь можно видеть, что дву-
преломление (Ne — No) уменьшается от положительных значений до
нуля и далее к отрицательным величинам по мере увеличения содержания
железа или кремния. Главные виды хлоритов по оптическому знаку
разделяются следующим образом: положительные — пеннин, клинохлор, рипи-
долит, шериданит, корундофилит и клементит; отрицательные — диабан-
тит, брунсвигит, тюрингит, шамозит и делессит. Хромовые хлориты
обычно оптически положительны, но при содержании Сг2О3 около 6% они
становятся оптически отрицательными. На фиг. 38, помимо Ne и Ne — No,
отражена прямая зависимость удельного веса от содержания железа
и обратная зависимость от содержания кремния. На основании данных
почти по 100 проанализированным образцам Хей (Неу, 1954) вывел ряд
линейных регрессионных уравнений, связывающих различные физические
свойства с химическим составом хлоритов, и использовал необходимые
уравнения для построения диаграммы фиг. 38. На этом графике не
принята во внимание зависимость оптических свойств хлоритов от содержания
в них окисного железа, марганца и хрома; каждый из этих элементов
увеличивает светопреломление и понижает двупреломление. Ниже
приведены полные уравнения:
1. No = l,5954—0,01315(Si—
2. Ne—No=0,0170—0,0048(Si—4)—0,001675FecyM_0,0024Fe+3—О.ООЗМп
3. D=2,694—0,0305(Si—
В этих уравнениях D — удельный вес, Fe°YM — общее количество атомов
железа, а все остальные количества атомов даны по формульной единице,
приведенной на стр. 156. Средние стандартные отклонения наблюдаемых
величин от вычисленных для изученных образцов составляли для
уравнений 1, 2 и 3 соответственно 0,0100, 0,003 и 0,016. Зависимость удельного
веса от состава вычислялась с использованием параметров элементарной
ячейки по регрессионному уравнению, приведенному на стр. 156.
Рассмотренные уравнения показывают, что по своему влиянию на
светопреломление марганец подобен закисному железу, а хром — окисному
железу. Значение, вычисленное по этим уравнениям для каждого
проанализированного и помещенного в табл. 25 образца, также дано в этой
таблице. За исключением отдельных случаев, когда вычисленные значения No
были низки, отмечается хорошее соответствие между наблюдаемыми
и вычисленными величинами показателя преломления. Плеохроизм, как
правило, наиболее интенсивно проявляется в хлоритах с высоким
содержанием железа, причем схема абсорбции может быть Np < Nra = Ng или
Np = Nm > Ng. В направлении наименьшей абсорбции хлориты обычно
бесцветны, светло-желтые или зеленые, тогда как в направлении большей
абсорбции они обладают темно-зеленым или оливково-зеленым цветом.
Хромовые хлориты интенсивно плеохроируют и часто имеют розовую или
фиолетовую окраску; пеннантит обладает оранжево-красным цветом.
В пластинках хлорита встречаются плеохроичные дворики, сходные
с двориками, наблюдающимися у слюд; в центре таких плеохроичных
ореолов иногда присутствуют включения циркона (Corin, 1942). В пределах
плеохроичных ореолов оптический знак может изменяться с положитель-

Хлорит
179
ного на отрицательный. Некоторые хлориты, особенно сильно железистые,
обнаруживают аномальные цвета интерференции (Hodl, 1941), однако
железистые хлориты с однослойной гексагональной ячейкой имеют
нормальную интерференционную окраску (Shirozu, 1958).
т12,0
■10,0
4,0
8,0
5,6 6,2
Si —>■
фиг. 38. Зависимость показателя преломления No (см. текст), дву-
преломления (Ne — No) и удельного веса хлоритов от состава.
У окисленных хлоритов No и удельный вес возрастают, a Ne — No
уменьшается с увеличением содержания Fe2O3. Жирными сплошными линиями
показаны поля минеральных видов и разновидностей (ср. фиг. 35) (Неу, 1954).
Твердость хорошо образованных кристаллов хлорита примерно такая
же, как и у обычных слюд; при этом реже измеряемая твердость в
направлении, перпендикулярном @01), равна 4, тогда как на плоскости @01)—
2—3. Спайные чешуйки крупных кристаллов обычно обладают
жемчужным блеском и хрупки, но многие хлориты (как правило, «окисленные
хлориты»), имеющие частицы глинистых размеров, в агрегатах
относительно мягкие.
12*

180 Породообразующие минералы
Диагностические признаки
Хлориты обычно имеют зеленую окраску и иногда обнаруживают
аномальные цвета интерференции. Двупреломление у них значительно
ниже, чем у слюд, иллитов, монтмориллонитов и вермикулита, а
светопреломление выше, чем у каолинита. Некоторые серпентины образуют
такие же, как и у хлорита, чешуйчатые кристаллы, однако
светопреломление у них ниже, а плеохроизм отсутствует или проявлен очень слабо.
Образцы «шамозита», не имеющие структуры хлорита, обладают
сходными с хлоритами оптическими свойствами, и для их определения лучше
всего пользоваться порошковыми рентгенограммами образцов до и после
нагревания.
Парагенезис
Хлорит широко распространен в горных породах низкой ступени
метаморфизма; он является наиболее характерным минералом фации
зеленых сланцев.^Кроме того, хлориты — обычные составные части
магматических горных пород; они образуются при гидротермальных изменениях
первичных магнезиально-железистых минералов. Хлорит—
распространенный продукт выветривания и встречается во многих глинистых
породах, а также железистых осадках.
Метаморфические породы. Вопрос о месте хлорита в регионально
метаморфизованных основных магматических породах был рассмотрен
Карстенсом (Carstens, 1924), который впервые показал, что хлорит в таких
породах характеризуется высоким содержанием алюминия. Фогт (Vogt,
1927) установил, что хлорит-альбитовые кристаллические сланцы Сули-
тельмского региона, северная Норвегия, являются конечным продуктом
ретроградного метаморфизма серии основных изверженных пород.
Первоначальное образование хлорита в этом случае было обусловлено
неустойчивостью глиноземистой роговой обманки и ее превращением (без
изменения валового химического состава породы) в агрегат хлорита, клиноцои-
зита, актинолита и кварца. Впоследствии за счет таких измененных пород
формировались хлорит-альбитовые кристаллические сланцы, причем этот
процесс сопровождался выносом Са и Si. Возникновение ассоциаций
роговая обманка — эпидот — альбит и хлорит — эпидот — альбит за
счет основных изверженных пород было описано Тилли (ТШеу, 1938)
в районе Старта, южная часть Девона. Здесь установлены отчетливые
признаки образования хлорита (глиноземистого рипидолита) (табл. 25,
анал. 18) за счет актинолита с извлечением необходимого алюминия из
эпидота. В этом случае образование хлорита происходило по
следующей реакции:
Актинолитовая рогоная обманка-(-Эпидот —> Хлорит+ SiO2-|-CaO.
Таким образом, Тилли полагает, что при образовании богатой хлоритом
минеральной ассоциации происходило изменение валового химического
состава породы; наиболее заметен при этом вынос Са.
Изучая прогрессивный метаморфизм эпидиоритов юго-западной части
Шотландского нагорья, Уайзмен (Wiseman, 1934) пришел к выводу, что
хлорит в альбит-хлоритовых кристаллических сланцах низкой ступени
метаморфизма в этом районе обогащен алюминием (вычисленный состав

Хлорит
181
хлорита: SiO2 28,2 А12О3 24,9, Fe2O3 0,2, FeO 26,8, MgO 10,9, H2O 9,0).
Хлорит обнаружен во всех эпидиоритах низкой ступени метаморфизма
юго-западной части Шотландского нагорья, причем если в этих породах
присутствует роговая обманка, то Nm хлорита, колеблющийся от 1,605
до 1,635, изменяется параллельно с изменениями Nm сосуществующей
роговой обманки (фиг. 39). Хлориты с более высокими значениями
показателей преломления не ассоциируют с роговой обманкой и появляются
1,660
1,650
1,640
ФИГ. 39. Зависимость между
светопреломлением первичного
хлорита и сосуществующей
с ним роговой обманки.
1 — кривая для эпидиоритов
низкой ступени метаморфизма
(Wiseman, 1934); 2 — кривая для
зеленых сланцев района Старт,
Девон (ТШеу, 1938).
8.
I
J.630
1.620
А
/
1
X
1,600 1,610 1,620 1,630
Nm хлорита
—х—1 —о—2
1,640
в породах, в которых эпидот отсутствует или содержится в
незначительном количестве. Так, в калыщт-хлорит-биотитовом кристаллическом
сланце Nm хлорита равен 1,650, а в кальцит-хлорит-альбитовом
кристаллическом сланце — 1,653.
В зеленокаменных породах хлоритовой зоны северного Мичигана
первичные основные интрузивные породы, за счет которых возникли
зеленокаменные продукты метаморфизма, на 95% превращены в агрегат
хлорита, светло-зеленой роговой обманки, клиноцоизита-зпидота и
альбита (James, 1955). Хлорит — самый распространенный минерал этих
пород. Он развивается как по крупным выделениям пироксена и полевого
пшата, так и в результате изменения основной массы исходных пород.
Сходные зеленые сланцы описаны в западной части Отаго Хаттоном (Hut-
ton, 1940); здесь они образовались при региональном метаморфизме
низкой ступени не только за счет основных изверженных пород, но и за
счет туфов, содержащих примесь глинистого и песчаного материала.
Хлорит широко распространен в регионально метаморфизованных
основных породах центральной части плато Абукума, Япония, в районах
Госайсио — Такануки (Miyashiro, 1958), а также Накосо и Иритоно
(Shido, 1958). Для пород наиболее низкой ступени метаморфизма
характерен парагенезис актинолит — эпидот — хлорит — альбит, но в случае
местного повышения давлепия Н2О и СО2 (совместно или порознь)
актинолит разлагается на хлорит и кальцит и возникают породы состава
кальцит — хлорит — эпидот — альбит. На несколько более высокой ступени

182 Породообразующие минералы
метаморфизма количество хлорита уменьшается и он совместно с эпидо-
том и актинолитом вовлекается в реакции образования глиноземистого
амфибола и плагиоклаза:
Хлорит Эпидот
5(OHJCa2Mg3Al4Si6O22 + 2CaAl2Si208+ 10Н2О,
Чермакит Анортит
l2Si3O10 + 24(OH)Ca2Al3Si3O12+(OHJCa2(Mg, FeMSi8022+
Хлорит Эцидот Актинолит
+ 28SiO2 ->■ 25(OHJCa2(Mg, FeKA]4SieO22 + 44H2O.
Железистый чермакит
По оптическим свойствам хлориты из кристаллических сланцев низкой
ступени метаморфизма района Госайсио — Такануки сходны с
хлоритами эпидиоритов юго-западной части Шотландского нагорья. По данным
Миясиро (Miyashiro, 1957), в обоих случаях светопреломление хлоритов
связано с отношением Fe+2 : (Mg + Fe+2) во вмещающих их породах.
При региональном метаморфизме ультраосновных пород хлоритовые
сланцы образуются довольно редко, но тем не менее такие хлоритовые
породы описаны в ряде мест (Hess, 1933; Hodl, 1941; Avias, 1956). С дал-
редскими зеленокаменными пластами связаны альбит-хлоритовые,
кальцит-альбит-хлоритовые и эпидот-альбит-хлоритовые кристаллические
сланцы, валовый состав которых прямо выводится из состава исходных
переработанных основных пород (Phillips, 1930).
В глинистых осадках хлорит обычно устойчив вплоть до начальных
Р — Г-условий биотитовой зоны. Однако переход хлорита в биотит
возможен лишь в результате реакции с калийсодержащими минералами.
Образование биотита за счет хлорита и мусковита нельзя рассматривать как
простую реакцию, и Рамберг (Ramberg, 1952) предположил, что в
дополнение к биотиту при этом образуется глиноземистый хлорит:
6(OHJKAl3Si3O10 + 5(OH)8(Mg, Fe)eSi4O10 ^
Мусковит Талько-хлорит
^t 6(OHJK(Mg, FeKAlSi3O10 + 3(OH)8(Mg, FeLAl4Si2O10 + 14SiO2 + 8H2O.
Биотит Корундофилит
В некоторых кристаллических сланцах низкой ступени метаморфизма
хлорит ассоциирует с марганцевистым гранатом (Goldschmidt, 1921; Til-
ley, 1923). В кристаллических сланцах хлоритовой зоны Ояхана, Япония,
образовавшихся за счет глинистых пород, Миясиро (Miyashiro, 1957)
описал ассоциацию кварц — альбит — хлорит — серицит — гранат (Мп :
: Fe+2 : Mg = 62,8 : 37,2 : 0,0) и показал, что отношения Fe+2 : Mg и Мп:
: (Mg + Fe+a) в гранате значительно выше, чем в ассоциирующем с ним
хлорите. Аналогичным образом, Сейтсаари (Seitsaari, 1954) привел данные
по составу марганцевистого граната и хлорита, присутствующих в гра-
натово-битовнитовом кристаллическом сланце из Кангасалы, Финляндия.
Эта порода относится к более высокой ступени метаморфизма, и хотя здесь
отношения Fe+2 : Mg и Мп : (Mg + Fe+2) также выше в гранате, чем в
хлорите, тем не менее кангасалаский гранат в соответствии с
принадлежностью к парагенезису более высокой ступени метаморфизма
характеризуется меньшим содержанием марганца, чем минерал из Ояханы.
Частные отношения некоторых элементов, в том числе Mg, Fe+2, Mn,
Ti и Сг, в сосуществующих хлорите и гранате, а также в ассоциациях

Хлорит 183
хлорит — биотит и хлорит — роговая обманка в метаморфических
породах были рассмотрены Де Вором (De Vore, 1955a). Хаттон и Тернер (Hut-
ton, Turner, 1936) и Хаттон (Hutton, 1940) выделили четыре подзоны в
хлоритовой зоне, основываясь на степени перекристаллизации пород граувак-
кового состава, развитых в области распространения регионально мета-
морфизованных пород в западной части Отаго. В первичных осадках
присутствовало много обломков зеленой и бурой роговой обманки,
основного плагиоклаза, кварца и местами авгита. На границе области
регионального-метаморфизма роговая обманка переходит в актинолит и хлорит
или в хлорит с кальцитом (последний иногда отсутствует). Два анализа
хлоритов (табл. 25, анал. 17, 19) подтверждают, что хлориты (один из
альбит-хлоритового, а другой из кальцит-альбит-эпидот-хлорит-актино-
литового кристаллического сланца) имеют высокое содержание алюминия.
Это позволило Хаттону прийти к выводу, что в реакции образования
хлорита и актинолита участвовал плагиоклаз:
Роговая обманка-{-Анортит —»- Хлорит-}-Актинолит,
Роговая обманка-(-Анортит —>■ Хлорит -J-SiO2-|-CaO.
При усилении степени метаморфизма увеличиваются размеры зерен
хлорита, а в некоторых породах района хлорит ассоциирует со стильпноме-
ланом, который в условиях наивысшей ступени метаморфизма в этой зоне
(хлоритовая подзона 4) частично образуется за счет хлорита.
В докембрийских граувакках северного Мичигана (James, 1955) клас-
тические зерна полевого шпата образуют неравномерно расположенные
включения в агрегатах хлорита, серицита и карбоната, в связи с чем
Джеймс предположил, что перекристаллизация и изменение состава
осадка могут начинаться и даже завершаться в процессе диагенеза и литифика-
ции. Джеймс отмечает присутствие тюрингита в железистых кварцитах
северного Мичигана. Хлорит в этих породах не рассматривается как
первичная кластическая составляющая, а считается продуктом метаморфизма
низкой ступени, возникшим за счет обогащенной железом глинистой
фракции первичного осадка. Тюрипгит присутствует в некоторых породах
гранатовой и ставролитовой зон, но здесь он имеет ретроградный характер.
Хлорит-альбит-глаукофан-эпидотовые кристаллические сланцы,
обнаруживающие все переходы к хлорит-альбит-актинолит-эпидотовым
кристаллическим сланцам, были описаны Банно (Ваппо, 1958) в районе Оми,
Япония. Минеральные ассоциации эпидот-глаукофановой субфации
рассматривались Миясиро и Секи (Miyashiro, Seki,1958), по мнению которых
парагенезисы этой субфации могут возникать за счет пород фации зеленых
сланцев в результате реакций следующего типа:
(OHLMg3Si2O5 + 2NaAlSisO8 ->■ (OHJNa2Mg3Al2Si8O22 + H2O,
Антигоритовая Альбит Глаукофан
составляющая
хлорита
Хлорит Актинолит Альбит
Mg3Al2Si8O22 + 6(OH)Ca2Al3Si3O12+7SiO2-bl4H2O.
Глаукофан Эпидот
Миясиро и Секи (Miyashiro, Seki, 1958) и Секи (Seki, 1958) описали
ассоциации хлорита со стильпномеланом и лавсонитом, а также с лавсонитом,
пумпеллиитом и глаукофаном, которые развиты в регионально метаморфи-
зованных толщах гор Канто, Япония.

184 Породообразующие минералы
Магматические породы. Хлорит — обычный продукт гидротермального
изменения пироксенов, амфиболов и биотита магматических пород. Со.став
образующегося в таких случаях хлорита часто обусловлен составом
исходного минерала магматической породы, в связи с чем более железистые
хлориты — тюрипгит, делессит и дафнит — обычно замещают богатые
железом темноцветные минералы. Частичная или полная хлоритизация
биотита особенно характерна для гранитов и, как правило, носит
отчетливо псевдоморфный характер. Чейз (Chayes, 1955) рассмотрел возможность
первичной кристаллизации хлорита в некоторых гранитах и показал, что
во многих случаях превращение биотита в хлорит сопровождается
образованием мельчайших зернышек калиевого полевого шпата, которые
частично остаются включенными в хлорит. Какие-либо доказательства участия
в этой реакции кварца пока отсутствуют, однако если не считать, что
изменяющийся биотит был совершенно лишен магния, то необходимо
допустить привнос кремнезема. В связи с этим Чейз полагает, что такой
кремнезем выделялся за счет присутствующего в породе кварца. Таким
образом, очевидно, что ниже некоторой частной Р — У-кривой (см. стр. 95)
будет осуществляться реакция биотит + кварц ->- хлорит + ортоклаз,
в результате которой могут возникать два устойчивых парагенезиса:
хлорит + ортоклаз -f- кварц и хлорит + ортоклаз -f- биотит. Выше этой
кривой направление реакции будет изменяться и устойчивыми парагепези-
сами будут биотит + кварц + ортоклаз и биотит + кварц + хлорит.
Хлорит обычно выполняет миндалины в лавах и совместно с эпидо-
том, щелочным полевым шпатом, кварцем, серицитом, цеолитами,
карбонатами и пиритом входит в состав продуктов интенсивного
гидротермального изменения (пропилитизации) андезитов и, в меньшей степени,
базальтов. Хлорит также отмечается в виде плотных пластинчатых выделений,
похожих на глинку трения, по плоскостям отдельности и в трещинах
базальтов. Много хлорита (табл. 25, анал. 31) в спшштах северной части
Новой Зеландии, где он слагает неправильные угловатые участки, мелкие
округлые стяжения, тонкие прожилки и выполняет миндалины. Здесь
хлорит ассоциирует с неизмененными альбитом и пироксеном (Ga41Mg3&
Fe2i—Ca36Mg35Fe29)! что позволило Бетти (Battey, 1956) прийти к
выводу о его первичной кристаллизации из остаточных растворов, обогащенных
железом. Зеленый и бурый хлорит совместно со сфеном и кальцитом обычно
образует псевдоморфозы по магнезиально-железистым минералам
спилитов вулканической серии Бюлт (Nicholls, 1958). В относительно слабо
метасоматически измененных спилитах этого района миндалины иногда
полностью выполнены хлоритом, а иногда он выстилает лишь их стенки,
окружая кальцитовые ядра. В этих лавах кристаллизации бурого хлорита
предшествовало образование зеленой разновидности этого минерала, что-
свидетельствует об изменении состава позднее выделяющегося хлорита
либо в направлении уменьшения отношения Fe+2 : Mg, либо в
направлении увеличения отношения Fe+3: Fe+2. При более интенсивном метасомати-
ческом изменении спилитов псевдоморфозы хлорита по первичным
магнезиально-железистым минералам замещаются альбитом, к которому иногда
присоединяется кварц; бурый хлорит основной массы также замещается
альбитом или кварцем, тогда как светло-зеленый хлорит в основной массе-
не затрагивается метасоматозом. Хлорит в миндалинках замещается
кварцем.
Ассоциация хлорита с альбитом и кварцем особенно характерна для
адинол. Агрелл (Agrell, 1939) описал хлоритово-кварцевые
псевдоморфозы по андалузиту в адинолах, развитых в девонских аспидных сланцах

Хлорит 185
и метасоматически измененных под воздействием альбитового долерита
в районе Дайнес-Хед, Корнуолл. Корундофилит (табл. 25, анал. 10) в хло-
ритсодержащих кристаллических сланцах месторождения наждака
округа Честер, Массачусетс (Shannon, Wherry, 1922), имеет метасоматическое
происхождение и ассоциирует с Маргаритой и светлой слюдой.
Виталиано (Vitaliano, 1957) описал образование хлорита вдоль
вертикальной трещины при изменении риолит-порфира. В этом случае поздне-
магматическая хлоритизация первичных роговой обманки и биотита
сменилась последующими и более интенсивными гидротермальными
изменениями. Гидротермальный хлорит отличается от позднемагматического
тонкозернистым сложением; кроме того, он бесцветен. Этот хлорит
представляет собой поздний продукт серии гидротермальных изменений и при
усилении степени изменения почти полностью замещает ранее
образовавшиеся тальк и пирофиллит, в результате чего возникает ассоциация
хлорит — тальк. Хлорит выполняет трещины в некоторых массивных
изверженных породах; к такому типу относится железистый дафнит, описанный
Нокколдсом и Ричи (Nockolds, Richey, 1939). Многие
низкотемпературные альпийские жилы, приуроченные к измененным осадочным породам
низкой ступени метаморфизма, помимо адуляра и кварца, содержат хлорит.
Марганцевистые хлориты обычно связаны с марганцевыми
месторождениями. Так, пеннантит (табл. 25, анал. 38) присутствует в
цементирующей массе руд месторождения Беналлт Кернервоншир (Smith et al.,
1946); в неправильных скоплениях хлорита здесь встречены мельчайшие
включения граната, вероятно, спессартинового состава. Пеннантит также
отмечен в зальбандах тонких жилок, секущих руду; в этом случае он
ассоциирует с парагонитом, апальцимом, банальситом и ганофиллитом.
Другой марганцевистый хлорит — гоньерит (табл. 25, анал. 37)
встречается в радиально-лучистых агрегатах совместно с баритом и бементитом
в гидротермальных жилах у Лонгбана (Frondel, 1955). В ультраосновных
породах восточной части Сьерра-Леоне Данем с соавторами (Dunham ot
al., 1958) описали хромовый хлорит (содержание Сг2О3 3,7%, формула
Mg4,9oAl0,52Fe(;i214Cr0;21Fe0+K03Tio,06Na0i03Si2|71Alli2909,850H8]15),
ассоциирующий с хромитом.
Недавно Кумбс с соавторами (Coomhs et al., 1959) выделили фацию,
для которой Р — У-условия являются промежуточными между Р — Т-
условиями диагенеза и нижней границы фации зеленых сланцев. В этой
цеолитовой фации хлорит и светлая слюда возникают за счет селадонита
и глинистых минералов осадков. Образование хлорита в результате
замещения селадонита (см. стр. 49) в андезитово-дацитовых вулканических
агломератах и риолитовых спекшихся туфах было отмечено Россом (Ross,
1958). Некоторые пустоты между вулканическими обломками в этом
агломерате выполнены селадонитом, в ряде случаев окруженным узкой
каемкой сапонита; однако иногда такие каверны, первоначально занятые
селадонитом, в настоящее время выполнены хлоритом. Хлорит встречается
также в мелких порах первичной стекловатой пемзы, а в качестве мета-
соматического продукта — в тонкозернистых обломках андезита. В этих
породах к продуктам изменения, ассоциирующим с хлоритом, относятся
эпидот, ломонтит и кварц.
Осадочные породы. Минералы группы хлорита широко
распространены в глинистых осадках, в которых они могут представлять собой как
кластический материал, так и аутигенные кристаллы. В связи с тонкозер-
нистостью осадочных хлоритов определить их часто довольно трудно.

186 Породообразующие минералы
Во многих осадках хлорит присутствует в форме смешаннослойных
структур, например в виде упорядоченного переслаивания хлорита с
вермикулитом. Хлориты образуются в результате агрегации других слоистых
минералов, например селадонита, за счет деградации ранее
существовавших магнезиально-железистых минералов и при непосредственной
кристаллизации из разбавленных растворов.
Важным компонентом некоторых осадочных железистых пород
является шамозит, который, например, встречается в шамозит-каолинито-
вых и оолитовых железистых осадках Нотхемптонского железорудного
поля (Wilson, 1952). Шамозит образует оолиты, а также тонкозернистые
чешуйки и волокнистые выделения в основной массе железистых осадков.
Относительно хорошо раскристаллизованный материал редок и
встречается в ядрах оолитов и в окатанных обломках, рассеянных в основной массе
породы. В ядрах оолитов часто обнаруживаются относительно крупные
чешуйки диаметром до 0,3 мм, у которых нередко видна спайность. Такие
ядра окружаются концентрическими и иногда прерывистыми слоями,
состоящими из тончайших волокнистых кристалликов. В оолитах
шамозита наблюдаются изменения окраски. Такие изменения цвета не
контролируются границами концентрических слоев, а часто видны и у
относительно крупных чешуек, слагающих центральные части оолитов;
очевидно, эти кристаллы шамозита имеют переменный химический состав. Пока
не ясно, можно ли рассматривать такую изменчивость как свидетельство
существования непрерывного перехода от железистого шамозита к
железистому каолиниту. Образцы с составом шамозита могут обладать
структурой хлоритового или каолинитового типа (септехлориты, см. стр. 191);
в некоторых описаниях шамозита его структурный тип не указан.
Шамозиты Нотхемптонских железистых песков относятся к типу септехлорита
и обнаруживают непрерывные переходы между упорядоченными и
неупорядоченными структурами. Такую изменчивость удается увязать с
содержанием железа в шамозите, а также с тем или иным типом железистых
осадков. Так, шамозит главного пласта оолитовых железистых осадков
относительно богат железом и имеет довольно упорядоченную структуру,
тогда как шамозит из шамозит-каолинитовых железистых отложений
характеризуется меньшим содержанием железа и крайне
неупорядоченной структурой (Youell, 1958). Петрография и химизм шамозита из Нотхем-
птонской формации железистых песков рассмотрены в работе Тейлора
(Taylor, 1949), который пришел к выводу, что шамозит в этих породах
представляет собой не продукт метасоматоза, а первичный химический
осадок. Оолиты шамозита иногда замещены кальцитом, в связи с чем
Тейлор предположил, что некоторые из пород, содержащих шамозитовые
оолиты в шамозит-сидеритовой основной массе, представляют собой
частично сидеритизированные шамозитовые литифицированные илы (см.
также Cohen, 1952). При окислении шамозит легко переходит в желтые,
желто-бурые и красно-бурые продукты изменения, состоящие в основном
из каолинита и гётита. Баннистер и Уиттард (Bannister, Whittard, 1945)
описали магнезиальный шамозит (хлоритового типа; табл. 25, анал. 6)
из шамозитового алевролита в толще известняков уинлока в районе Уик-
вар, Глостершир. Высокое содержание магния в этом шамозите, очевидно,
связано с воздействием сильно минерализованных растворов, которые
вызывали доломитизацию известняков, ассоциирующих с шамозитовой
породой.

Хлорит 187
ЛИТЕРАТУРА
A g г е 11 S. О., 1939. The adinoles of Dinas Head, Cornwall, Mineral. Mag., 25, 305.
A v i a s J., 1956. Das phenomenes de chloritisation, de serpentinisation et de feldspa-
thisation en Nouvelle Caledonie, Compt. Rend. Soc. Geol. France, 6, 307.
Bannister F. A., Whitt ard W. F., 1945. A magnesian chamosite from the
Wenlock Limestone of Wickwar, Gloucestershire, Mineral. Mag., 27, 99.
В anno S., 1958. Glaucophane schists and associated rocks in the Omi District,
Japan, Jap. Journ. Geol. Geogr., 29, 29.
В a 11 e у M. H., 1956. The petrogenesis of a spilitic rock series from New Zealand,
Geol. Mag., 93, 89.
В i 1 g r a m i S. A.. Howie R. A., 1960. The mineralogy and petrology of a rodin-
gite dike, Hindubagh, Pakistan, Am. Mineral., 45, 791.
Bradley W. F., Weaver C.E., 1956. A regularly interstratified chlorite-ver-
miculite clay mineral, Am. Mineral., 41. 497.
Brindley G. W., 1951. The crystal structure of some chamosite minerals. Mineral.
Mag., 29, 502.
Brindley G. W., A I i S. Z., 1950. X-ray study of thermal transformations in
some magnesian chlorite minerals, Acta Cryst., 3, 25.
Brindley G. W., Gillery F. H., 1956. X-ray identification of chlorite species,
Am. Mineral., 41, 169.
Brindley G. W., Oughton B.M., Robinson K., 1950. Polymorphism
of the chlorites, I, Ordered structures, Acta Cryst., 3, 408.
Brindley G. W., Robinson K., 1951. The chlorite minerals, in X-ray
identification and crystal structure of the clay minerals, Min. Soc, London.
Brindley G. W., Youell R. F., 1951. A chemical determination of tetrahedral
and octahedral aluminium ions in a silicate, Acta Cryst., 4, 495.
Brindley G. W., Youell R. F., 1953. Ferrous chamosite and ferric chamosite,
Mineral. Mag., 30, 57.
Brown G., 1955. The effect of isomorphous substitutions on the intensities of @01)
reflections of mica- and chlorite-type structures, Mineral. Mag., 30, 657.
daillere S., Henin S., 1957. The chlorite and serpentine minerals, in The
differential thermal investigation of clays, Min. Soc, London.
С aillere S., Henin S., Esquevin J., 1953. Synthese a basse temperature
de phyllites ferriferes, Compt. Rend. Acad. Sci. Paris, 237, 1724.
Carstens С W., 1924. Der Unterordovicische Vulkanhorizont in dem Trondhjem-
gebiet, mit besonderer Beriicksichtigung der in ihm auftretenden Kiesvorkom-
men, Norsk. Geol. Tidsskr., 7, 185.
С h а у e s F., 1955. Potash feldspar as a by-product of the biotite-chlorite
transformation, Journ. Geol., 63, 75.
О о h e n E., 1952. The nature of silicates and carbonates of iron in the Northampton
Sand Ironstone of central England, XIX Intern. Geol. Congress, Algiers,
Symposium sur les gisements de fer du monde, 2, 466.
Coombs D. S., Ellis A. J., Fyfe W. S., Taylor A.M., 1959. The zeolite
facies, Geochim. Cosmochim. Acta, 17, 53.
Corin F., 1942. Observations nouvelles sur les inclusions a halos pleochroiques,
Bull. Soc. Beige Geol., 50, 48.
D e V о г e G. W., 1955a. The role of adsorption in the fractionation and distribution
of elements, Journ. Geol., 63, 159.
D e V о r e G. W., 1955b. Crystal growth and the distribution of elements, Journ. Geol.,
63, 471.
Dschang G. L., 1931. Die Beziehungen zwischen chemischer Zusammensetzung
und den physikalisch optischen Eigenschaften in der Chloritgruppe, Chemie
der Erde, 6, 416 (M. A. 5—39).

188 Породообразующие минералы
Dunham К. С, Phillips R., Chalmers R. A., Jones D. A., 1958.
The chromiferous ultrabasic rocks of eastern Sierra Leone, Overseas Geol. Min.
Res. London, Bull. Supp. No. 3.
Ear ley J. W., Brindley G. W., McVeagh W. J., Vanden Heu-
v el R. C, 1956. A regularly interstratified montmorillonite-chlorite, Am.
Mineral., 41, 258.
Engelhardt W. von, 1942. Die Strukturen von Thuringit, Bavalit und Chamosit
und ihre Stellung in der Chloritgruppe, Zeit. Krist., 104, 142.
Frondel C, 1955. Two chlorites: gonyerite and melanolite, Am. Mineral., 40, 1090.
Gillery Г. H., 1959. X-ray studies of synthetic Mg — Al serpentines and chlorites,
Am. Mineral., 44, 143.
Гинзбург А. И., 1953. О литиевых хлоритах — кукеитах, Докл. АН СССР, 90,
871.
Goldschmidt V. М., 1921. Die Injektionsmetamorphose im Stavanger-Gebiete,
Vidensk. Skrifter, I, Mat.-naturv. К.1., Oslo.
H a 11 i m о n d A. F., 1939. On the relation of chamosite and daphnite to the chlorite
group, Mineral. Mag., 25, 441.
H a w e s G. W., 1875. On diabantite, a chlorite occurring in the trap of the Connecticut
Valley, Am. Journ. Sci., ser. 3, 9, 454.
Hess H. H., 1933. Hydrothermal metamorphism of an ultrabasic intrusive at Schuy-
ler, Virginia, Am. Journ. Sci., ser. 5, 26, 377.
Hey M. H., 1954. A new review of the chlorites, Mineral. Mag., 30, 277.
Hodl A., 1941. Uber Chlorite der Ostalpen, Neues Jahrb. Min., Bl — Bd. 77, 1
(M. A. 8—304).
Holzner J., 1938. Beitrage zur Kentnnis der varistischen Gesteins- und Mineral-
provinz im Lahn-Dillgebiet, 7, Eisenchlorite aus dem Lahngebiet, Neues, Jahrb.
Min., Bl — Bd. 73, 389.
Honeyborne D. В., 1951. Clay minerals in the Keuper Marl, Clay Minerals Bull.,
1, 150.
H u t t о n C. O., 1938. The stilpnomelane group of minerals, Mineral. Mag., 25, 172.
H u t t о n CO., 1940. Metamorphism in the Lake Wakatipu region, western Otago,
New Zealand, Dept. Sci. Ind. Res. New Zealand, Geol. Mem. No. 5.
Hutton CO., Seelye F. Т., 1945. Contributions to the mineralogy of New
Zealand — Part I, Trans. Roy. Soc. New Zealand, 75, 160.
Hutton C. O., Seelye F. Т., 1947. Contributions to the mineralogy of New
Zealand — Part 3, Trans. Roy. Soc. New Zealand, 76, 581.
Hutton С О., Turner F. J., 1936. Metamorphic zones in north-west Otago,
Trans. Roy. Soc. New Zealand, 65, 405.
James H. L., 1955. Zones of regional metamorphismj in the Pre-Cambrian of
northern Michigan, Bull. Geol. Soc. Am., 66, 1455.
Lapham D.M., 1958. Structural and chemical variation in chromium chlorite, Am.
Mineral., 43, 921.
Lippmann F., 1956. Clay minerals from the Rot member of the Triassic near Got-
tingen, Germany, Journ. Sed. Petr., 26, 125.
Lyons J. В., 1955. Geology of the Hanover quadrangle, New Hampshire — Vermont,.
Bull. Geol. Soc. Am., 66, 105.
Mathi as M., 1952. A note on two actinolites and a chlorite from the Prieska district»
Cape Province, Trans. Geol. Soc. South Africa, 55, 13.
M a-u g u i n G., 1928. Etude des chlorites au moyen des rayons X, Compt. Rend. Acad.
Sci. Paris, 186, 1852.
M a u g u i n G., 1930. La maille crystalline des chlorites, Bull. Soc. franc,. Min., 53,.
297.
M с M u г с h у R. С, 1934. The crystal structure of the chlorite minerals, Zeit. Krist.
88, 420.

Хлорит. 189
Melon J., 1938. Description des chlorites et clintonites beiges, Mem. Acad. Roy. Bel-
gique, Cl. Sci., 17, No. 4 (M. A. 7—360).
M-iyashiro A., 1957. Chlorite of crystalline schists, Journ. Geol. Soc. Japan,
63, 1.
Miyashiro A., 1958. Regional metamorphism of the Gosaisyo — Takanuki District
in the central Abukuma Plateau, Journ. Fac. Sci., Univ. Tokyo, 11, 219.
Miyashiro A., S e к i Y., 1958. Mineral assemblages and subfacies of the glau-
cophaneschist facies, Jap. Journ. Geol. Geogr., 29, 199.
Nelson B.W., Roy R., 1958. Synthesis of the chlorites and their structural and
chemical constitution, Am. Mineral., 43, 707.
Nicholls G. D., 1958. Aolometasomatism in the Lower Spilites of the Builth
Volcanic Series, Quart. [Journ. Geol. Soc, 114, 137.
Nockolds S. R., Richey J. E., 1939. Replacement veins in the Mourne
Mountain granites, N. Ireland, Am. Journ. Sci., 237, 27.
О reel J., 1927. Recherches sur la composition chimique des chlorites, Bull. Soc.
franc. Min., 50, 75.
Orcel J., Caillere S., 1938. Nouvelles observations sur les transformations
des prochlorites magnesiennes sous l'action de la chaleur, Compt. Rend. Acad.
Sci. Paris, 207, 788.
Orcel J., Henin S., 1950. Nouvel essai de classification des chlorites, Mineral.
Mag., 29, 329.
Orcel J., Renaud P., 1941. litude du degagement d'hydrogene associe au
depart de l'eau de constitution des chlorites ferromagnesiennes, Compt. Rend. Acad.
Sci. Paris, 212, 918.
Pauling L., 1930. The structure of the chlorites, Proc. Nat. Acad. Sci. Wash., 16,
578.
Phillips F. C., 1930. Some mineralogical and chemical changes induced by
progressive metamorphism in the Green Bed Group of the Scottish Dalradian,
Mineral. Mag., 20, 230.
Poitevin E., Graham R., 1918. Contributions to the mineralogy of the Black
Lake area, Quebec, Geol. Surv. Canada, Mus. Bull. No. 27.
Quensel P., 1937. Minerals of the Varutrask pegmatite, VI, On the occurrence of
cookeite, Geol. For. Forh., 59, 262.
R am b erg H., 1952. The origin of metamorphic and metasomatic rocks, Chicago.
Ross C. S., 1935. Origin of the copper deposits of the Ducktown type in the southern
Appalachian region, U. S. Geol. Surv., Prof. Paper, 179, 66.
Ross C. S., 1958. Welded tuff from deep-well cores of Clinch County, Georgia, Am.
Mineral, 43, 537.
Roy D. M., Roy R., 1954. An experimental study of the formation and properties
of synthetic serpentines and related layer silicate minerals, Am. Mineral., 39,
957.
Roy D.M., Roy R., 1955. Synthesis and stability of minerals in the system MgO —
A12O3 — SiO2 — H2O, Am. Mineral., 40, 147.
Sabatier G., 1950. Sur l'influence de la dimension des cristaux de chlorites sur
leur courbes d'analyse thermique differentielle, Bull. Soc. franc Min. Crist.,
73, 43.
Seitsaari J., 1954. Paragenesis of bytownite, chlorite and manganoan garnet from
Kangasala, Finland, Bull. Comm. geol. Finlande, No. 166, 75.
S e к i Y., 1958. Glaucophanitic regional metamorphism in the Kanto Mountains,
central Japan, Jap. Journ. Geol. Geogr., 29, 233.
Сердюченко Д. П., 1953. Хлориты, их химическая конституция и
классификация, Тр. ИГН АН СССР, 140. Т
Shannon E. V., 1921. Analyses and optical properties of amesite and corundophilite
from Chester, Mass., and of chromium bearing chlorites from California and
Wyoming, Proc. U. S. Nat. Mus., 58, 371.

190 Породообразующие минералы
Shannon E. V., 1923. Note on leuchtenbergite from Philipsburg, Montana, Am.
Mineral., 8. 8.
Shannon E. V., Wherry, 1922. Notes on white chlorites, Journ. Wash. Acad.
Sci., 12, 239 (M. A. 2—189).
S h i d б F., 1958. Plutonic and metamorphic rocks of the Nakoso and Iritono districts
in the Central Abukuma Plateau, Journ. Гас. Sci., Univ. Tokyo, 11, 131.
Shirozu H., 1958. X-ray powder patterns and cell dimensions of some chlorites in
Japan, Min. Journ. Japan, 2, 209.
Smith W. C.. Bannister F. A., Hey M, H., 1946. Pennantite, a new manga-
neserich chlorite from Benallt mine, Rhiw, Caernarvonshire, Mineral. Mag.,
27, 217.
Stein fink H., 1958a. The crystal structure of chlorites, I, A monoclinic polymorph,
Acta Cryst., 11, 191.
Steinfink H., 1958b. The crystal structure of chlorites, II, A triclinic polymorph,
Acta Cryst., 11, 195.
Stephen I., M а с E w a n D. M. C, 1951. Some chlorite clay minerals of unusual
type, Clay Min. Bull., 1, 157.
Stone R.L., Weiss E. J., 1955. Examination of four coarsely crystalline
chlorites by X-ray and high-pressure d. t. a. techniques: Clay Min. Bull., 2, 214.
Taylor J. H., 1949. Petrology of the Northampton Sand Ironstone Formation, Mem.
Geol. Surv., Great Britain.
T i 11 ey С. Е., 1923. The petrology of the metamorphosed rocks of the Start Area
(South Devon), Quart. Journ. Geol. Soc, 79, 172.
T i 1 1 e у С. Е., 1938. The status of hornblende in low-grade metamorphic zones of green
schists, [Geol. Mag., 75, 497.
Tschermak G., 1890. Die Chloritgruppe, Sitzber. Akad. Wiss. Wien, 99, 174.
Tschermak G., 1891. Die Chloritgruppe, Sitzber. Akad. Wiss. Wien, 100, 29.
Turnock A. C, Eugster H. P., 1958. Iron-rich chlorites, Carnegie Inst.
Washington, Ann. Rep. Dir. Geophys. Lab. A957—1958), 57, 191.
V i t a 1 i a n о С. J., 1957. Wall-rock alteration in the Broken Hills Range, Nevada,
Journ. Geol., 65, 167.
V о g t Т., 1927. Geology and petrology of the Sulitjelma district, Norges Geol. Under-
sok., No. 121.
Weaver С. Е., 1956. The distribution and identification of mixed-layer clays in
sedimentary rocks, Am. Mineral., 41, 202.
Weiss E. J., Rowland R. A., 1956, Oscillating-heating X-ray diffractometer
studies of clay mineral dehydroxylation, Am. Mineral., 41, 117.
Wilson V., 1952. The Iurassic ironstone fields of the East Midlands of England,
XIX Inter. Geol. Congres, Algiers; Symposium sur les gisements de fer du mon-
de, 2, 441.
Winchell A. N., 1946. Mineral oxidation, Am. Mineral., 31, 288.
Wiseman J. D. H., 1934. The central and southwest Highland epidiorites: a study
in progressive metamorphism, Quart. Journ. Geol. Soc, 90, 354.
V о d e г H. S., 1952. The MgO — A12O3 — SiO2 — H2O system and the related
metamorphic facies, Am. Journ. Sci., Bowen vol., 569.
V о u e 1 1 R. F., 1958. A clay mineralogical study of the ironstone at Easton Neston,
Northamptonshire, Clay Min. Bull., 3, 264.
* В г о w n B. E., Bailey S. W., 1962. Chlorite politipisme, I, Regular and semi-
random one-layer structures, Am. Mineral., 47, No. 7—8.
* Звягин Б. В., 1964. [Электронография и структурная кристаллография
глинистых минералов, гл. 1, Изд-во «Наука».
* Дополнения редактора.