Группа монтмориллонита
(смектиты)
G,Са, NaH7(Al, Mg, FeLx
(Si, Al)8O20(OHL пЯ2О
X
МОНОКЛИННЫЕ (—)
Np
Nm
Ng
Ng —Np
— 2V
1,48—1,61
1,50—1,64
1,50—1,64
0,01—0,04
Большей частью мал
Np почти J. @01), Nm =
11л. о. о. @10)
Уд. в.
Тв.
Спайность
Цвет
Непостоянен, 2—3
1—2
По {001} совершенная
Обычно белые, желтые
или зеленые; в шлифах бесцветные, желтые или зеленые
Элементарная Параметры слоя: а 5,23, Ъ 9,0бА *, упаковка слоев неупоря-
ячейка доченная, t/ooi переменное
Разлагаются в кислотах
Название «монтмориллонит» (по месту нахождения в Монтмориллоне,
Вьенн, Франция) впервые было предложено для обозначения глинистого
минерала, сходного по составу с пирофиллитом, но содержащего больше
воды, чем пирофиллит, Al4Si802o(OHL-wH20. Минералы, состав которых
варьирует в пределах этой основной формулы, образуют группу
глинистых минералов, обладающих одинаковой структурой и близкими
химическими и физическими свойствами. Это — «монтмориллонитовая группа»
глинистых минералов. Согласно принятой в настоящее время
терминологии, один из членов этой группы, состав которого отвечает формуле
(NaH,7(A]3,3Mg0!7)Si802o(OHL-ftH20, называется монтмориллонитом. Еще
раньше для обозначения глинистого минерала монтмориллонита
применялся термин «смектит», который в настоящее время возрождается
и используется для обозначения всей группы этих глинистых минералов
(Mackenzie, 1957a) **, состоящей из следующих основных членов:
монтмориллонита, бейделлита, нонтронита, сапонита, гекторита и соконита.
Три последних минерала являются триоктаэдрическими, по составу
и структуре аналогичными скорее тальку, а не пирофиллиту. Все глини-
* Надо различать параметры диоктаэдрических (яСредн — 5,17, 6Средн — 8,96А)
и триоктаэдрических (а — 5,25, Ъ — 9,10А) разновидностей. — Прим. ред.
** Этот термин используется только в английской литературе, в других странах
говорят о монтмориллонитовых минералах.— Прим. ред.

Группа монтмориллонита
267
стые минералы этой группы «набухают» в результате поглощения воды
и органических жидкостей между структурными слоями, все они
обладают ярко выраженными катионно-обменными свойствами. Минералы
монтмориллонитовой группы встречаются в осадочных и метаморфических
породах, в месторождениях гидротермального происхождения и в
почвах. Они, как и большинство других глинистых минералов, используются
для производства керамики, в буровых растворах, для производства
бумаги, резины, красок и формовочных смесей. Монтмориллонитовые минералы
являются основным компонентом бентонитовых глин, обладающих
исключительно высокой способностью к адсорбции воды и высокой емкостью
катионного обмена.
Структура
Структура, впервые предложенная для монтмориллонита (Hofmann
et al., 1933, Marshall, 1935; Hendricks, 1942), основывалась на структуре
пирофиллита (фиг. 28). Пирофиллит состоит из слоев, каждый из которых
содержит расположенные в одной и той же плоскости ионы А1,
заключенные между двумя слоями связанных между собой тетраэдров SiO4,
вершины которых обращены внутрь слоя. Центральную часть этой
структуры можно рассматривать как слой гиббеита, А12(ОНN, в котором два
из каждых трех ионов (ОН) замещены атомами кислорода в вершинах
псевдогексагональной сетки Si4OJo. В самом пирофиллите какие-либо
Таблица 37
ПАРАМЕТРЫ Ъ ЭЛЕМЕНТАРНЫХ ЯЧЕЕК
МОНТМОРИЛЛОНИТОВ, ПИРОФИЛЛИТА И ТАЛЬКА
Минерал
Пирофиллит
Монтмориллонит
Бейделлит
Ионтронит
Тальк
Сапонит
Гекторит
Ь(А)
8,88
8,94—9,00
=«9,00
9,10—9,12
9,13
=«9,2
9,16
Ссылка
Hendricks, 1938
Nagelschmidl, 1938;
Earley et al., 1953
i Nagelschmidl, 1938
Hendricks, 1938
Mackenzie, 1957
Nagelschmidt, 1938
замещения ионов Si и Al отсутствуют, сложные слои его структуры
электронейтральны и между ними нет никаких катионов. В монтмориллонитах
равенство зарядов нарушено благодаря замещениям в октаэдрических
и тстраэдричоских позициях, что компенсируется присутствием
небольшого количества межслоевых катионов, обычно Na или Са. В табл. 37
приведены параметры Ъ (b ~ а|ЛЗ) типичных монтмориллонитов. Эти
параметры в зависимости от различных замещений несколько варьируют,
и Мак-Юан (MacEwan, 1951) предложил экспериментальное уравнение,
связывающее параметр Ъ с различными замещениями. Однако он отметил,
что это уравнение лучше подходит к составам монтмориллонитов в пре-

268 Породообразующие минералы
делах ряда бейделлита — нонтронита, чем в пределах ряда
монтмориллонита — бейделлита. Наибольшее влияние на размеры; параметров
оказывают замещения А1 на Fe или Mg в положениях У и суммарное число
ионов У, так что увеличение параметров, естественно, происходит в
направлении монтмориллонит — нонтронит — сапонит. Изучение
монтмориллонита электронографическим методом позволило установить следующие
параметры: а 5,17 ± 0,02, Ъ 8,94 ± 0,02, с 9,95 ± 0,06 А, р 99°54'± 30%
пространственная группа С 2/т (Звягин, Пинскер, 1949) *.
У пирофиллита базальное межплоскостное расстояние d00l равно
8,9А, а у слюд и иллитов около 10А. У монтмориллонитов базальное
межплоскостное расстояние изменяется в очень широких пределах и
минимальное значение для полностью сжатой структуры равно около 9,6А.
Вода легко адсорбируется между слоями структуры. По мнению
некоторых исследователей, вода входит в структуру в виде целого числа
заполненных слоев молекул воды, расположенных определенным образом
по отношению к ближайшим тетраэдрическим сеткам (Bradley et al.r
1937). Число слоев молекул воды, входящих в решетку, определяется
до некоторой степени природой межслоевого катиона. Кальциевые
монтмориллониты (наиболее обычные в природе), как правило, имеют два слоя
молекул воды и межплоскостное расстояние d001 ~ 15,5А, а натровая
разновидность монтмориллонита может иметь один (dooi ~ 12,5А), два
A5,5А) , три A9А) или больше слоев водных молекул. Так как в
некоторых образцах могут беспорядочно чередоваться зоны слоев с различным
содержанием воды, то и эффективное межплоскостное расстояние
монтмориллонитов может непрерывно принимать значения в пределах от 10 до
21A (Hofmann, Bilke, 1936) и изменяться в зависимости от природы
межслоевого катиона и влажности.
Монтмориллониты настолько плохо окристаллизованы, что их
невозможно изучать методом дифракции рентгеновских лучей от
монокристаллов, а одни порошковые рентгенограммы не могут дать достаточно
детальных структурных характеристик. Порошковые рентгенограммы дают
только базальные рефлексы и полосы двумерного рассеивания,
указывающие на отсутствие упорядоченного наложения слоев, что, следовательно,
исключает возможность определения трехмерной элементарной ячейки.
Однако вермикулит, во многих отношениях близкий к монтмориллониту,
встречается в виде достаточно крупных кристаллов, допускающих
структурные определения (Mathieson, Walker, 1954). Таким образом, детали
структуры вермикулита (см. стр. 290) можно распространить на
некоторые или даже на все монтмориллонитовые минералы. Для определения
диоктаэдрического или триоктаэдрического характера
монтмориллонитов, так же как и других слоистых силикатов, можно использовать
положение рефлекса 060 (см. стр. 14). Порошковые рентгенограммы
дегидратированного монтмориллонита и сапонита близки к порошковым
рентгенограммам соответственно пирофиллита и талька.
Межслоевые катионы монтмориллонитов в большинстве случаев
являются обменными, но иногда отмечается, что емкость катионного
обмена превышает ожидаемую величину, рассчитанную на основании
недостатка положительных зарядов в пределах сложных слоев.
Некоторое увеличение емкости катионного обмена может быть связано с нали-
* Эти данные относятся к обезвоженным в вакууме образцам.— Прим. ред.

Группа монтмориллонита
269
чием ненасыщенных валентностей на краях чешуек, как это имеет место
у каолинита. Кроме того, для объяснения этого явления предложено еще'
две гипотезы. Первая из них (Edelman, Favejee, 1940) предполагает
существенное отличие структуры монтмориллонита от структуры пиро-
филлитового типа (фиг. 50). В этой структуре часть тетраэдров SiO4
обращена по отношению к соседним тетраэдрам в противоположную сторону.
Ф И г. 50. Вариант
модели структуры
монтмориллонита,
противопоставляемый структуре
пирофиллита,
предложенный Эдельманом и
Фавейе (Edelman, Fa-
vejee, 1940).
'О
Обменные
и молепуль
*' 1 *
катионы
воды
:■ 2 (он)
k. 2Si
^>*^ ^^2 Si
Q%0 A, Q..V 4(ОН) + 2О
О' jO[ p' O\ 4A1
О' 6 С: 6' '6 4(ОН)+ 20
^Г^ 2 Si
■'.;■ 2 (он)
Монтмориллонит (OHIS Al4Si8 O16 • яН2О
Атомы кислорода вершин таких тетраэдров, удаленные от центральных
ионов У, замещены ионами (ОН)~, водород которых может замещаться
другими катионами. Другая, не столь существенно отличающая от
общепринятой модель структуры монтмориллонита (McConnell, 1950)
допускает возможность замещения некоторого количества ионов кислорода
оснований тетраэдров SiO4 ионами (ОН). Такое замещение
компенсируется недостатком ионов кремния. Плохая окристаллизованность
монтмориллонитов, невозможность обеспечить чистоту и гомогенность образца
не позволяют сделать выбор наиболее вероятной модели структуры.
Рентгеноструктурные данные (Brown, 1950) лучше соответствуют пиро-
филлитовому типу структуры, а не структуре, предложенной Эдельманом
и Фавейе.
В межслоевые промежутки в монтмориллонитах могут входить
не только вода и обменные катионы, но и некоторые органические
катионы и различные органические жидкости. При введении в межслоевые
промежутки ионов аммония в форме простых аминов или даже сложных

270 Породообразующие минералы
протеинов можно получить глины с межплоскостным расстоянием от 12
до 48А (Gieseking, 1939; Hendricks, 1941; Седлецкий, Юсупова, 1945).
Полярные органические жидкости, такие, как гликоль, адсорбируются
целыми слоями и приводят к регулярному чередованию слоев с
характерными базальными межплоскостными расстояниями (Bradley, 1945; Мас-
Ewan, 1948). Глицерин увеличивает базальное межплоскостное расстояние
смектитов до 17,7А и дает на рентгенограммах целочисленную серию
более высоких порядков. Обычно компонентами набухающих глин, кроме
того, могут быть галлуазит и вермикулит. Эти минералы увеличивают свои
базальные межплоскостные расстояния после обработки глицерином
до 11 и 14А соответственно (Brindley, 1951). Адсорбция и удержание
органических веществ монтмориллонитами в присутствии воды изучались
Бриндли и Растомом (Brindley, Rustom, 1958). В этих условиях при
определенной концентрации органического вещества в воде
монтмориллонит адсорбирует один или два слоя органических жидкостей. При
промежуточных концентрациях органического вещества образуются
однослойные и двуслойные комплексы.
При нагревании в интервале от 100 до 200° С монтмориллониты
обратимо теряют межслоевую воду, что сопровождается сокращением базаль-
ного межплоскостного расстояния с 12—15А до примерно 10А. При
нагревании до 500°С происходит дальнейшее уменьшение базального расстояния
doOi примерно до 9,6—10А в зависимости от природы межслоевого
катиона. При еще более высоких температурах, когда происходит
отщепление ионов (ОН), наблюдается сильное ухудшение качества
рентгенограмм.
Роуленд с соавторами (Rowland et al., 1956) показали, что кальциевые,
магниевые, марганцевые, литиевые и водородные монтмориллониты при
нагревании проходят через две стабильные гидратные фазы с базальными
межплоскостными расстояниями 14,5 и 11,5А (см. «Вермикулит», стр. 290).
Однако натровые и калиевые монтмориллониты характеризуются
правильной конфигурацией одинарного слоя водных молекул с
межплоскостным расстоянием 12,4А и заметно отличаются от 11,5 А-гидратной формы
при более мелких катионах. Близкие, хотя и не идентичные, результаты
были получены Мидгли и Гроссом (Midgley, Gross, 1956), которые в
процессе дегидратации монтмориллонитов обнаружили промежуточные
структурные стадии и отметили различное поведение минералов в зависимости
от природы обменного иона.
Бриндли (Brindley, 1951) приводит порошковые рентгенограммы всех
основных монтмориллонитов и в виде таблиц дает описание особенностей
рентгенограмм различных глинистых минералов до и после прокаливания
и обработки органическими жидкостями.
Многие образцы глин (например, бентониты) представляют собой
смеси нескольких глинистых минералов, которые могут быть
упорядочений или беспорядочно переслоены. Рентгеновским порошковым
методом могут различаться оба типа переслаивания в таких смешаннослойных
образованиях (см. стр. 254). Рентгеновскими методами можно, кроме того,
количественно оценить пропорцию этих двух компонентов в
беспорядочных сростках (Mering, 1949; Brown, MacEwan, 1951; Weaver, 1956).
Аналогичные методы могут быть применены для оценки смеси набухших
и пенабухших слоев (Brown, Green-Kelly, 1954) или смеси различных
гидратных форм (McAtee, 1956). Упорядоченный смешаннослойный
монтмориллонит-хлорит был описан Ирли с соавторами (Earley et al., 1956).

Группа монтмориллонита
271
Химизм
Химическая формула всех монтмориллонитовых минералов сходна
Q формулой пирофиллита и талька, но отличается тем, что замещение
ионов, находящихся в октаэдрических и тетраэдрических положениях,
ионами более низкой валентности сопровождается вхождением в
структуру эквивалентного количества межслоевых катионов. Если таких
замещений немного, то на формульную единицу в среднем требуется около
0,66 добавочных одновалентных катионов (или эквивалентное им
количество ионов другой валентности). Эти ионы обычно являются обменными.
Идеализированная схема подразделения монтмориллонитовых минералов
в зависимости от характера замещений в их кристаллической решетке
(Ross, Hendricks. 1945) приведена в табл. 38.
Таблица 38
МОНТМОРИЛЛОНИТЫ, ПИРОФИЛЛИТ И ТАЛЬК
Пирофиллит
Монтмориллонит
Бейделлит
Нонтронит
Тальк
Сапонит
Гокторит
Соконит
Si7
Si7
Si7
Si
z
Si8
Si8
.34AI
• 34A1
Si8
Si8
Диоктаэдрические
0,86
0,66
У
Al4
"'Al* °'66
Fe+3
Триоктаэдрические
0,66
1,3
Mg6
Mg6
Mg5,34Li0,66
Zn4_5(Mg,AlIFe+3J_1
<]
(]
P
С
X (обменные
катионы)
/2Ca, Na)o,ee
/2Ca, NaH,6e
/2Ca, NaHl66
/2Ca, NaH,ee
/2Ca, Na)o,ee
/2Ca, NaH,66
У монтмориллонита и гекторита замещения имеют место только
в положениях Y, в то время как у бейделлита и сапонита они встречаются
главным образом в положениях Z. Было установлено, что некоторые
образцы бейделлита (в том числе образец из месторождения, где он впервые был
описан) представляют собой смеси глинистых минералов (Grim, Rowland,
1942); поэтому существование бейделлита как отдельного минерального
вида сомнительно. Однако в настоящее время, по-видимому, найдено
довольно много чистого материала, имеющего такой состав, и это
позволяет рассматривать бейделлит в качестве самостоятельного члена
описываемой группы. Кроме относительно редкого литийсодержащего минерала —
гекторита (табл. 39, анал. 16) и цинкового минерала — соконита (табл. 39,
анал. 17 и 18; см. также Faust, 1951), описаны хромово-железистый (Ross,
Hendricks, 1945) и модпо-железистый (Чухров, Аносов, 1950)
монтмориллониты. Как видно из перечня характерных анализов, часто встречаются
и другие замещения, кроме тех, которые указаны в табл. 38. Тетраэдриче-

272 Породообразующие минералы
ские положения могут заниматься небольшим количеством ионов титана
(но в этих образцах часто присутствует небольшая примесь рутила)
и, возможно, также ионами трехвалентного железа. Кроме уже
упомянутых ионов, октаэдрические положения в монтмориллонитах могут быть
заняты небольшими количествами Ге+2, Мп и Ni. Более того, могут
существовать промежуточные члены, обладающие свойствами двух или
нескольких минералов, приведенных в табл. 38. Так, в монтмориллоните часто
отмечается некоторое замещение кремния алюминием, а бейделлит и нонт-
ронит содержат некоторое количество Mg в октаэдрической координации.
Таким образом, вероятно, существует непрерывная серия
монтмориллонита — бейделлита — нонтронита. Общее число ионов Y лежит в пределах
4,00—4,44 или 5,76—6,00, так что диоктаэдрические и триоктаэдрические
монтмориллонитовые1 минералы, по-видимому, не дают непрерывного
ряда твердых растворов. Из триоктаэдрических минералов сапонит (табл.
39, анал. 12—15) обычно содержит некоторое количество трехвалентных
ионов в положениях У и соответственно в нем больше кремния замещено
алюминием. В гекторите, как правило, некоторое количество (ОН)
замещено фтором. Зеленый железистый сапонит (Fe2O3 7,85, FeO 5,32%)
из миндалин в измененном базальте был описан Миямото (Miyamoto,
1957), а минерал гриффитит, иногда относимый к хлоритам, оказался
близким к железистому сапониту (Ross, 1946: Faust, 1955).
Катионный обмен. Наиболее часто в монтмориллонитовых минералах
встречаются в качестве обменных катионов натрий и кальций, но можно
получить минералы, содержащие калий, цезий, стронций, магний, водород
и другие межслоевые катионы, обладающие различными обменными
свойствами. В некоторых анализах диоктаэдрических монтмориллонитовых
минералов сумма ионов Y больше 4; возможно, что в этих случаях
некоторое количество ионов Mg занимает межслоевые позиции и увеличивает
емкость катионного обмена (Foster, 1951). Межслоевые катионы могут
присутствовать в монтмориллонитах в момент их образования или
появляются в результате последующего замещения, так как некоторые катионы
замещаются легче других. Емкость катионного обмена обычно колеблется
в пределах 80—150 мг- же/100 г, но она меняется в зависимости от
концентрации глины, размера ее частиц, природы обменного катиона и обычно
для Са больше, чем для Na. В общем замещающая способность ионов
увеличивается с возрастанием валентности, а их способность замещаться
другими ионами при этом понижается, так что кальций удерживается
на обменных положениях довольно прочно. Катионный обмен в
монтмориллонитовых минералах вызывается главным образом неуравновешенностью
зарядов в основных слоях, а не наличием ненасыщенных валентностей
на краевых поверхностях. Уивер (Weaver, 1958) проводит различие между
монтмориллонитами, образовавшимися из вулканического материала,
и монтмориллонитами, возникшими за счет изменения слюд.
Кристаллическая структура последних путем некоторой обработки 1 н. раствором
КОН может быть «сжата» до расстояния 10А, более или менее
соответствующего регенерированной первичной слюде. Эти монтмориллониты
можно рассматривать в качестве «набухающих слюд», которые
характеризуются более высокими значениями величины катионного обмена
(> 150 мг-экв/100 г). Обычные монтмориллонитовые минералы,
характеризующиеся более низкой емкостью катионного обмена, после обработки
раствором КОН остаются частично набухшими и имеют базальное
межплоскостное расстояние от 11 до 12,4 А. Те глины, в которых большая часть

Таблица 39
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МОНТМОРИЛЛОНИТА
SiO2
ТЮ-
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
ZnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
N
Уд. в.
i
53,98
0,08
15,97
0,95
0,19
0,06
4,47
2,30
0,13
0,12
9,12
13,06
100,43
1,494
1,512
1,512
2
51,14
19,76
0,83
3,22
1,62
0,11
0,04
7,99
14,81
99,52
—
3
51,52
0,48
17,15
5,65
0,32
2,80
1,72 .
0,15
0,85
8,55
11,22
100,41
1,503
1,534
1,534
4
49,90
20,23
1,23
0,21
2,20
2,41
0,25
0,06
8,84
14,58
99,91
1,501-1,513
2,057
5
51,90
0,23
18,61
2,81
0,95
0,03
3,29
3,52
0,64 ,
1,59 1
6,05
10,40
100,02
1,513—1,520
1,515—1,525
6
59,75
Сл.
24,41
3,73
3,10
3,36
1,44
3,93
99,82
1,517—1,519
2,23
Количества ионов а
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Zn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
H2O
Мб
8,08
2,82 ч
0,01
0,11
0,02
0,01
1,00
0,37
0,04
0,02
4,00
2,56
0,80
э^° } 8,08
3,97
0,43
7,81
0,19
3,37-
0,09
0,73 j
0,27
0,03
0,01
4,00
2,05
0,58
8,00
4,19
0,31
7,69
0,31
2,71 ■
0,05
0,64
0,04
0,62 J
0,28
0,04
0,16
4,00
2,26
0,76
8,00
•4,06
0,48
7,66
0,34
3,32"
0,14
0,03
0,50 J
0,40
0,07
0,12
4,00
2,53
0,99
8,00
3,99
0,59
7,60
0,40
2,71 "
0,03
0,31
0,12
0,72
0,55
0,18
0,30
4,00
1,48
8,00
3,89
1,03
0,73
1,18
1. Розовый монтмориллонит из измененного риолитового и андезитового туфа, Санта-Рита,
Нью-Мексико (Kerr et al., 1950). Анализ фирмы «Леду энд компани». (Содержит 3%
примесей, в том числе MnO, полевой шпат, кварц и лимонит.)
2. Розовый монтмориллонит из сланца, Монтмориллон, Франция (Ross, Hendrlcks, 1945).
Аналитик Р. К. Уэллс.
3. Темная монтмориллонитовая глина, содержащая карбонатные включения, вулканическое
стекло, кварц, лимонит, ортоклаз, пирит и кальцит, Амори, Миссисипи (Kerr et al., 1950).
Анализ фирмы «Леду энд компани».
4. Сфероиды монтмориллонита, Скутеч, Восточная Чехия (Rost, 1944).
5. Монтмориллонитовая глина из сбросовой трещины между кварцевым порфиром и
доломитом, Валлортигара-Позина, Шио, Венеция, Италия (Andreatta, 1949). (В значение Н2О*
включен СО2)
6. Белый монтмориллонит из триасовых известняков района Баратка, Трансильвания (Dlttler,
Hofmann, 1945). (Кроме того, в анализе SOs 0,10.)
Анализы 5 и 6 рассчитаны на основании 20 (О) и 4 (ОН) без учета величины HjO*.
Остальные анализы рассчитывались по методу Маккензи (Mackenzie, 1057b).
М — суммарный заряд межслоевых катионов.
18 л". 1263

SiO2
TiO2
A12O3
Fe2O3
FeO
MnO
ZnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
II2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
КГ
Уд. в.
13
43,62
0,00
5,50
. 0,66
0,06
—
24,32
2,85
0,08
0,04
5,48
17,42a
100,03
1,490
1,531
1,534
14
50,01
0,04
3,89
0,21
,
25,61
1,31
12,02
7,28
100,37
1,511
1,514
—
15
40,46
10,15
3,56
4,89
0,24
—
20,71
1,94
0,25
0,32
4,24
13,33 6
100,23
1,513
1,536
—
Tаблиг
16
53,95
—
0,14
0,03
25,89
0,16
3,04
0,23
5,61
9,29
99,56
1,489
1,499
1,510
1 а 39 (продолжение)
17
33,40
0,15
7,45
1,73
—
—
36,73
0,78
1,92
0,22
0,27
7,14
9,78
99,70
1,564
1,605
—.
18
38,59
0,31
13,36
3,41
—
—.
23,50
1,18
0,94
0,01
0,18
8,05
10,39
99,92
1,570
1,605
.
Количества ионов в
Si
А1
А1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Zn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
H2O
M В
7,00
1,00
0,041
0,08
0,01
5,81 j
0,49
0,02
0,01
4,00
0,93
1,01
8,00
5,94
0,52
7,49 l о nn
0,51 J8'00
0,171
0,03
— J-5,95
5,75 J
0,21
— J 0,21
4,00
4,00
0,42
6,32
1,68
0,19 -
0,42
0,64
0,03
4,84 j
0,33
0,08
0,06
4,00
1,97
1,04
8,00
6,00
0,59
7,78
0,02
7,80
5,57 J
0,02
0,85-
0,04
4,00
0,70
0,93
0,91
6,54
1,46
0,24
0,26
5,28
0,22
0,40
0,04
0,04
4,00
0,88
8,00
6,00
J
0,48
6,78
1,22
1,56
0,46
8,00
- У 5,40
3,08
0,30
0,18
— 10,22
0,04
4,00
0,40
13. Светло-голубой сапонит из пустот в лаве, Аллт-Рибхейп, залив Фискавейг, Скай, Шот-
14.
15.
16.
17.
18.
а
б
в
г
д
ландия (Mackenzie, 1957b). Аналитик Дж. Б, Крейг.
Сапонит из жил в доломитизированком известняке, окрестности Милфорда, Юта (Cahocm,
1954). Аналитик У. Савурнин.
Сапонит, Часлап, Чехословакия (Konta, Sindelar, 1955). (Кроме того, в анализе Р2О5
0,14.)
Белый гскторит, Гектор, Калифорния (Кегг et al., 1950). Анализ фирмы «Леду эпд ком-
пани». (Кроме того, в анализе 1ЛгО 1,22.)
Красновато-бурый соконит, рудник Кун-Холлоу, округ Буи, Арканзас (Ross, 1946).
Аналитик М. К. Кэрроп. (Кроме того, в анализе СаО 0,13.)
Красновато-бурый соконит, рудник ЛиОерти, Микерс-Гров, Висконсин (Rosa, 1946).
Аналитик М. К. Кэррон.
При 300° С.
При 160° С.
А нал. 17 и 18 рассчитаны па основании 20 (О) и 4 (ОН) без учета величины НгО+.
Остальные анализы рассчитывались по методу Маккенаи (Mackenzie, 1957b).
Б том числе Li 0,71.
М — суммарный заряд межслоевых катионов.
18*

Таблица 39 (продолжение)
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
ZnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
N
Уд. в.
7
45,32
—
27,84
0,70
—
—
0,16
2,76
0,10
0,12
14,48
8,16
99,64
—
1,540
—
8
45,83
0,46
22,79
5.71
0,28
—
—
0,86
1,41
0,16
0,09
9,79
12,55
99,63
—
1,501—1,513
1,998
9
47,28
—
20,27
8,68
—
—
—
0,70
2,75
0,97
Сл.
—
13,07
100,37
—
1,589
—.
—
10
39,92
0,08
5,37
29,46
0,28
—
—
0,93
2,46
Сл.
Сл.
14,38
99,88
1,567
—
1,605
—
11
40,25
0,03
5,50
29,44
0,00
—
—
0,53
2,29
0,00
0,00
7,25
15,09
100,38
1,580
—
1,625
—
—
12
53,88
0,25
4,47
0,60
—
—
31,61
—
0,01
0,05
9,28
100,15
1,486—1,493
—
—
—
Количества ионов а
Si
А1
А1
Ti
Fe+8
Fe+2
Mn
Zn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
II2O
Мб
6,92 )я
1,08 J ■
3,92-1
0,08
00
0,04 J
0,46
0.04
0,02
4,00
0,98
1-4-04
0,52
7,08
0,92
3,23
0,06
0,66
0,04
0,20 J
0,23
0,05
0,02
4,00
3,05
0,53
8,00
4,19
0,30
0$
2,78")
1,00
0,16
0,44
0,28
4,00
1,16
0,72
6,92
1,08
0,021
0,01 '
3,84
0,04
0,24 J
0,46
4,00
2,05
0,92
8,00
4,15
0,46
7,00 i о nfl
1,00 i8'00
0,12 1
3,84
0,14 j
0,86
4,00
1,72
4,10
0,86
J7'94
7,23
0,71
0,03 "
0,06
— J-6,09
6,32
- ) 0,44
0,12
4,00
2,16
0,76
7. Бейделлит, рудник Блек-Джек, район Кароон, округ Оуихи, Айдахо, США (Shannon.
1922).
8. Бейделлят, Велка-Копан, близ Хуста, Закарпатье (Rost, 1944).
9. Бейделлит, Бейделл, округ Сагуач, Колорадо (Larsen, Wherry, 1917). (Кроме того, в
анализе SO3 С,65.)
10. Зеленовато-желтый нонтронит из трещин в диабазовых базальтах, Гарфилд, Вашингтон,
США (Kerr et al., 1950). (Кроме Того, в анализе SO» 7,00.)
11. Желтовато-зеленый нонтронит из жил в выветрелом базальте. Колфакс, округ Уитмен,
Вашингтон, США (Allen, Scheid, 1946). Аналитик Н. Дэвидсон.
12 Белый мылоподобпый сапонит, ассоциирующий с серпентином и хлоритом,
хризотил-асбестовый рудник, Кругерсдорп, Трансвааль (Schmidt, Heystek, 1953). Аналитик Д. Семпсон.
Анал. 7, 9 и 11 рассчитаны на основании 20 (О) и 4 (ОН) без учета величины HjO+.
Остальные анализы рассчитывались по методу Маккензи (Mackenzie, 1957b).
М — суммарный заряд межслоевых катионов.

276 Породообразующие минералы
межслоевого заряда связана с замещениями в октаэдрическом слое,
труднее сокращают свою структуру, чем глины, в которых заряд вызван
замещениями в тетраэдрических слоях, но структура первых при более
интенсивной обработке КОН может быть сокращена сильнее.
Минерал стивенсит, Mg5Oe Mn0,o4, Feo^SigOaotOH^-M+g,,, близок
к триоктаэдрическим монтмориллонитовым минералам, но имеет очень
низкую емкость катионного обмена скорее благодаря компенсации
недостатка суммарного содержания ионов У, а не замещению в
тетраэдрических или октаэдрических компонентах. Бриндли (Brindley, 1955) описал
стивенсит как смешаннослойный тальк-сапонитовый минерал, а Фауст
и Мурата (Faust, Murata, 1953) и Фауст с соавторами (Faust et al., 1959)
рассматривали его как монтмориллонитовый минерал с дефектной
структурой, в которой немногие слои с «признаками талька» играют лишь
небольшую роль.
Межслоевые молекулы. Количество адсорбированной межслоевой
воды колеблется в зависимости от типа монтмориллонитового минерала,
природы межслоевых катионов и физических условий. Кальциевые
монтмориллониты обычно адсорбируют по два слоя молекул воды в каждом
межслоевом пространстве, а количество воды, адсорбируемое натровыми
монтмориллонитами, по-видимому, сильно колеблется, но в общем
последние обладают более высокой способностью к набуханию. Для объяснения
различных величин базальных межплоскостных расстояний на отдель- ■
ных стадиях дегидратации было высказано несколько предположений.
Некоторые базальные расстояния могут быть непосредственно связаны
с целым числом слоев молекул воды, регулярно повторяющихся в
пределах структуры (Bradley et al., 1937); другие указывают на непрерывно
изменяющееся содержание воды (Hofmann, Bilke, 1936), которая может
быть связана с беспорядочно чередующимися слоями двух или
нескольких различных гидратных форм. По мнению ряда исследователей, по
крайней мере в начале процесса межслоевая вода является, по существу,
водой гидратации, окружающей обменные катионы, что вызывает
появление характерных базальных межплоскостных расстояний (Mering, 1946;
Mackenzie, 1950). Из многих катионов, способных входить в межслоевые
промежутки монтмориллонитовых минералов, важен ион аммония и
большое число органических веществ, содержащих аминорадикал; амины,
пиримидины, пурины и т. д., которые также легко замещаются.
Органические молекулы с плоской конфигурацией, например пурины,
располагаются параллельно слоям структуры глинистых минералов и могут
адсорбироваться в виде единичного и двойного слоев (Hendricks, 1941).
Монтмориллонитами легко адсорбируется и другая группа органических
веществ — многоатомные спирты, такие, как гликоль и глицерин, а также
более сложные соединения, молекулы которых имеют полярный характер.
Благодаря хорошим адсорбционным свойствам монтмориллониты
(основные компоненты фуллеровых земель) широко используются при очистке
жиров, масел и нефти. Проведены детальные исследования величины
адсорбции различных жидкостей монтмориллонитами в разных условиях
(Gieseking, 1939; Grim et al., 1947). Считается, что полярные молекулы
удерживаются монтмориллонитами связью G — Н — О (MacEwan, 1948).
Для обоснования модели монтмориллонитовой структуры, предложенной
Эдельманом и Фавейе, обычно ссылаются именно на тот факт, что для
образования таких связей требуется большое количество ионов (ОН) на
поверхности слоя монтмориллонитов. Однако структура монтмориллонита, пред-

Группа монтмориллонита 277
ложенная Мак-Коннеллом (см. стр. 269), лучше соответствует
рентгеновским и химическим данным.
Было обнаружено, что литий (или магний), присутствующий в
монтмориллонитах как обменный катион, после умеренного нагревания
сокращает набухаемость монтмориллонитов с глицерином. Этот эффект более
четко наблюдается при увеличении степени замещения лития, но не
проявляется в бейделлите и нонтроните. По мнению Грин-Келли (Green-Kelly,
1955), если заряд слоя вызван замещениями в октаэдрическом слое, то
нагревание может привести к миграции обменных ионов Li и Mg в окта-
эдрические положения, а отсутствие межслоевых катионов будет
препятствовать набуханию.
Структурная формула. Для расчета формулы по химическим
анализам были использованы различные методы. Отсутствие данных по объему
элементарной ячейки и удельному весу вызывает необходимость
некоторых допущений. Для монтмориллонитов величина НгО+ может быть
использована для определения числа ионов (ОН)-, исходя из
предположения, что общее число (О) + (ОН) = 24. Однако трудности
распознавания адсорбированной и конституционной воды привели к тому, что
некоторые исследователи пренебрегают значениями Н2О+ и
рассчитывают другие ионы на основе 22 эквивалентов кислорода. Маккензи
(Mackenzie, 1957b) предложил метод рассчета формулы, учитывающий значения
Н2О+, исходя из предположения, что весь водород входит в 4 иона (ОН)
и в адсорбированную воду *. Два последних метода были использованы
для определения количества ионов в анализах, приведенных в табл. 39.
Таким образом, в тех случаях, когда приведено число молекул воды на
формульную единицу, оно соответствует воде, сохранившейся после
температуры (в большинстве случаев 105—110° С), при которой
определялась Н2О~. Компоненты, присутствующие в небольших количествах,
распределены согласно их возможной роли в структуре, хотя известно,
что эти образцы содержат мало примесей. Следующее затруднение
связано с двойственным положением Mg как октаэдрического и обменного
катиона. Хотя общее число ионов У превышает в нескольких случаях
идеальное значение, только в анал. 16 (табл. 39) Mg частично показан
в виде обменного катиона.
Термические эффекты. При нагревании большая часть межслоевой
воды монтмориллонитов выделяется в интервале от 100 до 250° С, но
некоторое количество ее сохраняется примерно до температуры 300° С, при
которой начинается медленное выделение конституционной воды (ОН).
Быстрая потеря воды (ОН) происходит примерно при 500° С и полностью
заканчивается примерно при 750° С. Отмечалось (Earley et al., 1953),
что на этой стадии базальное межплоскостное расстояние сокращается
приблизительно до 9,8А и происходит изменение параметров а и Ъ
кристаллической решетки'. Нагревание до 870° С усиливает эти эффекты.
Мидгли и Гросс (Midgley, Gross, 1956) описали сапонит, базальное
межплоскостное расстояние которого при нагревании до 550° С сокращается
до 9,7А. Дальнейшая усадка структуры происходит при 600—750° С,
когда наблюдается минимальное базальное межплоскостное расстояние
* Этот метод, несмотря на свою большую сложность, дает такие же
результаты, как и расчет на 22 эквивалента кислорода.

278
Породообразующие минералы
9,5А. Это расстояние соответствует межслоевому расстоянию талька.
Процесс дегидратации монтмориллонита, пока он полностью не завершен,
обратим, по крайней мере частично. Даже после нагревания до 600° С
некоторое количество межслоевой воды может быть медленно введено
обратно (Grim, Bradley, 1948). Росс и Хендрикс (Ross, Hendricks, 1945)
приводят примеры кривых дегидратации монтмориллонитов. Разрушение
структуры обычно происходит между 800 и 900° С. Образующиеся выше
этой температуры фазы определяются составом исходпого минерала.
Наиболее важны среди этих фаз шпинель, а-кварц или р-кварц и кристо-
балит; при самых высоких температурах A200—1300° С) образуются
фиг. 51. Дифференциальные
термограммы некоторых моптморилло-
нитовых минералов.
а — монтмориллонит, Санта-Рита, Нью-
Мексико (Earley et al., 1953); б — бей-
деллит, Бейделл, Колорадо (Grim,
Rowland, 1942); в — нонтронит («хлоропал»),
Венгрия (Grim, Rowland, 1942); г —
сапонит, Кругерсдорп, Трансвааль
(Schmidt, Heystek, 1953); д — гекторит,
Калифорния (Schmidt, Heystek, 1953);
е — соконит, рудник Кун-Холлоу,
Арканзас (Faust, 1951).
0 200 400 600 800 1000 1200
Температура, "С
муллит или кордиерит (в зависимости от содержания Mg в исходном
минерале). Волокнистый сапонит из Лизарда, Корнуэлл (Midgley, Gross, 1956),
при 950° С переходит в энстатит и аморфный кремнезем. На
дифференциальных кривых нагревания монтмориллонитов (Grim, 1951) наблюдается
эндотермический пик при низких температурах, соответствующий потере
межслоевой воды. Второй эндотермический эффект, связанный с потерей
конституционной воды (ОН), начинается при 450—500° С и достигает
максимума при температуре около 700° С. У некоторых монтмориллонитов
первый эндотермический пик двойной, что, возможно, указывает на
гидратацию обменного иона (Kerr et al., 1950; Midgley, Gross, 1956). Второй
эндотермический пик у некоторых образцов монтмориллонитов также
сдвоен, что, вероятно, связано с присутствием в образце двух несколько
различающихся монтмориллонитов или с выделением ионов (ОН),
различно связанных в структуре, при разных температурах. Замещение А1
на Mg или Ге понижает температуру второго эндотермического пика.
У монтмориллонитов иногда наблюдается еще один эндотермический пик
при температуре около 800—900° G. Он обычно связан с полным разру-

Группа монтмориллонита 279
шением структуры, которая может сохранять значительную степень
упорядоченного расположения атомов даже после удаления всех (ОН).J
Выдвигались и другие объяснения причин возникновения третьего
эндотермического пика. Пейдж (Page, 1943) связывал его Mg, находящимся
в октаэдрической координации с ионами (ОН), а Мак-Коннелл (МсСоп-
nell, 1950) —• с выделением ионов (ОН), которые замещают атомы
кислорода в тетраэдрических частях сложного слоя. Однако Ирли с
соавторами (Earley et al., 1953) показали, что этот третий эндотермический пик
не связан с выделением ионов (ОН), а вызывается только окончательным
разрушением структуры.
Первый экзотермический пик монтмориллонитов с малым числом
замещений в положениях Z, содержащих небольшое количество железа,
соответствует образованию кварца. Шпинель возникает в том случае,
если минерал содержит заметное количество [А1]4 в тетраэдрической
и железа [Fe+3]e в октаэдрической координации (Earley et al., 1953).
Высокое содержание магния и низкое содержание железа увеличивают
температуру первого экзотермического пика. В этих случаях в зависимости
от количества содержащихся в исходном минерале Mg и Са при температуре
около 1000° С формируются энстатит, силлиманит или анортит. В случае
нонтронита шпинель образуется сразу же после разрушения структуры,
так что экзотермический эффект маскируется самым большим
эндотермическим пиком (Kerr et al., 1951). У всех монтмориллонитовых минералов
имеется дополнительный экзотермический пик при температуре около
1200° С, вызванный образованием муллита или кордиерита. Образцы,
у которых вначале возникает шпинель, при дальнейшем нагревании дают
кристобалит, а шпинель исчезает при температуре около 1200° С (Bradley,
Grim, 1951). Монтмориллонит, бейделлит, нонтронит и гекторит дают
различные кривые дифференциального термического анализа (Kerr et al.,
1949). Термограммы монтмориллонитов отличаются от термограмм илли-
тов положением второго эндотермического пика (Grim, Rowland, 1942).
На фиг. 51 приведены некоторые кривые дифференциального термического
анализа монтмориллонитовых минералов.
Экспериментальные исследования. В лабораторных условиях при
обработке растворами MgCl2 и NH/((OH) из монтмориллонитов было
получено хлоритоподобное вещество, а при обработке растворами КС1 и КОН —
иллит. В этих условиях было достигнуто также частичное превращение
монтмориллонита в каолинит (Caillere, Henin, 1947, 1949). Монтморилло-
нитовые минералы синтезированы различными способами. Нолл (Noll,
1936), папример, нагревал смесь окислов с водой в бомбе до 300° С при
давлении 87 атм. Наиболее благоприятным для синтеза
монтмориллонита является следующее соотношение окислов: X ; А12О3 : SiO2 =
= 0,2 : 1,0 : 4,0, где X — MgO, CaO, Na2O или К2О. При более высоких
концентрациях окислов при введении в реакцию Na2O образуется аналь-
цим, а при участии К2О — слюда, каолинит и калиевый полевой шпат.
При более низких концентрациях продукт синтеза представлен
преимущественно каолинитом. Седлецким A937) монтмориллонит был
получен при выщелачивании силиката и алюмината натрия раствором
MgCl2 в течение 4 лет, а Стресом и Гофманом (Strese, Hofmann, 1941) —
кипячением MgCl2 и гидратированного кремнезема с КОН, Са(ОНJ или
Na(OH).
Монтмориллонит синтезирован из бентонитовых стекол при
температуре 300° С (Hauser, Reynolds, 1939), а также из иллита при обработке

280 Породообразующие минералы
его солью кобальт (З)-азотистой кислоты или MgCJ2 (White, 1951). Бей-
деллит синтезирован из алюмосиликатов, альбита и насыщенной СО2
воды (Norton, 1939), а нонтронит — нагреванием разбавленного раствора
Na2Si03 в FeCl3 с последующей нейтрализацией NaOH (Hamilton, Furtwang-
ler, 1951). В общем для образования монтмориллонита благоприятна
щелочная среда и присутствие магния. Нонтронит синтезирован также из геля
кремнезема и окиси железа при температуре 350° С и давлении 167 атм
(Ewell, Insley, 1935).
При изучении систем А12О3—SiO2 — H2O,MgO — А12О3 — SiO2 — Н2О
и Na2O — А12Оз — SiO2 — Н2О различные исследователи
синтезировали многие монтмориллонитовые минералы, химические и
физические свойства которых могли быть изучены для гомогенных веществ,
не содержащих примесей, и связаны с определенными изменениями
химического состава. Эймс и Санд (Ames, Sand, 1958) изучили синтетические
монтмориллониты разного состава, большинство из которых в качестве
обменного катиона содержали натрий. Максимальная устойчивость в
гидротермальных условиях наблюдалась в тех случаях, когда в октаэдриче-
ских или тетраэдрических положениях достигалась оптимальная
степень замещений, обусловливающая максимальную емкость катионного
обмена. Для диоктаэдрических монтмориллонитовых минералов
(монтмориллонит и бейделлит) наивысшая температура стабильности равнялась
480° С, а для триоктаэдрических (соконит и гекторит) 750° С при
давлении 1000 атм. Более низкая температурная устойчивость наблюдается
при отклонении от оптимального состава. Например, чистый магниевый
сапонит, Na0,eeMge,ooSi8,ooi разрушается при температуре 255° С и давлении
1000 атм (см. также Roy, Roy, 1955; Sand, 1955; Sand et al., 1957).
Отсутствие межслоевых щелочных катионов сходным образом понижает
температуру разложения. Обычный бейделлит, в котором обменными
являются ионы А1(ОН)*, был синтезирован из очень чистых А12О3 :
: (ЭЮг^-гелей и имел характерную для монтмориллонитовых минералов
рентгенограмму, но при обработке глицерином его межплоскостное
расстояние dOoi увеличивалось только до 14А (см. «Вермикулит»). Эта фаза
не образуется при температуре выше 420° С, и можно считать, что она
стабильна вплоть до атмосферных температур и давления (Roy, Osborn,
1954). При добавке Na, Mg и Са к этому гелю удалось синтезировать
типичные бейделлиты. Были также синтезированы сапониты, сокониты
и хромовые и никелевые монтмориллониты (Roy, Sand, 1956).
Оптические и физические свойства
Монтмориллонитовые минералы чаще всего встречаются в виде
тонкодисперсных червеобразных, чешуйчатых или сферолитовых агрегатов.
Иногда компоненты таких агрегатов одинаково ориентированы и имеют
вид хорошо образованных кристаллов, но изучение под электронным
микроскопом показывает, что они состоят из чрезвычайно тонких пластиночек.
У монтмориллонита и сапонита они имеют неправильные очертания.
Мидгли и Гросс (Midgley, Gross, 1956) описали волокнистый сапонит
с Np 1,520, Ng 1,535. Волокнистый сапонит изучен также Кайер и Эненом
(Caillere, Henin, 1957). Чешуйки нонтронита имеют брусковидную форму,
для гекторита характерны еще более удлиненные в направлении оси х
частицы (Mackenzie, 1957a). Реже монтмориллониты состоят из хорошо

Группа монтмориллонита
281
образованных псевдогексагональных частиц (Nixon, Weir, 1957) и очень
редко имеют волокнистую текстуру (Caillere et al., 1953). Обычно монт-.
мориллонит розовый, желтовато-розовый, серый, светло-бурый или белый,
а нонтрониты окрашены в ярко-зеленый цвет. Окрашенные
монтмориллонитовые минералы обладают заметным плеохроизмом. Параллельно @01)
Таблица 40
ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МОНТМОРИЛЛОНИТОВ
Монтмориллонит-
бейделлитовая
серия
Нонтронит
Сапонит
Гекторит
Соконит
Np
1,48-1,57
1,56—1,61
1,48—1,53
=-1,49
1,55—1,58
Ng
1,50—1,60
1,57—1,64
1,50-1,59
1,52
1,59—1,62
NK-Np
0,02—0,03
0,03-0,045
0,01-0,036
0,03
0,03—0,04
-2V
0—30°
_-
25—70°
Умеренный
Малый
»
окрашенный нонтронит имеет зеленую окраску, а перпендикулярно @01) —
желтую. Тонкодисперсность монтмориллонитов затрудняет точное
определение оптических свойств. Однако в ориентированных агрегатах и
тонких пленках глинистых минералов можно измерить оптические
характеристики, близкие к истинным значениям (Grim, 1934). Трудности
возникают также вследствие того, что оптические свойства определяются
N
1,660
1J5W
1,620
1,600
1,560
[560
фиг. 52. Зависимость показателей
преломления монтмориллонита от содержания
Fe2O3 (Ross, H end ricks, 1945).
1,510
0 4 8 12 16 20 24 28 32
Fe2O,,%
не только составом и степенью гидратации, а у монтмориллонитов еще
и характером взаимодействия их с иммерсионными жидкостями (Vendel,
1945). В табл. 40 даны примерные пределы колебаний оптических констант
различных монтмориллонитовых минералов. На величину показателей
преломления слабо влияет замещение кремния алюминием и алюминия
магнием, но содержание железа сказывается очень сильно (Winchell,
1945). На фиг. 52 показана прямая зависимость показателей
преломления Ng и Np от процентного содержания в монтмориллоните Fe2O3.
Все монтмориллонитовые минералы оптически отрицательны, —2V колеб-

282 Породообразующие минералы
лется в широких пределах. Увеличение показателей преломления при
удалении межслоевой воды наблюдалось непосредственно и косвенно
но возрастанию показателей преломления при нагревании, что ведет
к удалению воды. Дегидратированные монтмориллонит и сапонит
имеют показатели преломления, близкие соответственно пирофиллиту и
тальку.
Удельный вес монтмориллонитовых минералов также в значительной
мере определяется степенью гидратации. Удельный вес одного из
образцов колебался от 1,77 при содержании 46% воды до 2,35 в сухом образце
(DeWit, Arens, 1950). Удельные веса нонтронита и сапонита в «сухом
состоянии» имели значения 2,7 и 2,3. Фармер (Farmer, 1958) провел на
ориентированных образцах сравнительное изучение инфракрасных
спектров талька, сапонита и гекторита. Эти три минерала имеют близкие
спектры, но полосы поглощения монтмориллонитовых минералов более диф-
фузны вследствие изоморфных замещений в структуре талька.
Монтмориллониты дают широкие полосы адсорбции, отвечающие межслоевой воде.
Эти полосы имеют три максимума, один из которых соответствует очень
слабой водородной связи.
Диагностические признаки
Средние показатели преломления монтмориллонитовых минералов
близки к средним показателям преломления иллитов и каолинитов,
но минералы каолинитовой группы имеют более низкое двупреломление,
чем большинство монтмориллонитов, а для иллитов обычно характерно
более высокое двупреломление. Показатели преломления
монтмориллонитов и сапонитов, характеризующихся низким содержанием железа,
близки к показателям преломления пирофиллита и талька соответственно,
но первые обладают более низким двупреломлением. Для диагностики
монтмориллонитовых минералов мало одних оптических методов,
необходимы данные термического анализа (кривые обезвоживания и
дифференциальные термограммы) и рентгеноструктурного анализа (порошковые
рентгенограммы естественного, прокаленного и обработанного
органическими жидкостями материала). Описан метод разделения смеси каолинита
и монтмориллонита (Rodda, 1952), основанный на всплывании каолини-
товых чешуек в жидкости Клеричи с удельным весом 2,70;
монтмориллонит и соконит тонут в жидкости с удельным весом 3,55. Для разделения
смеси монтмориллонита и галлуазита может быть использовано всплыв а-
ние в разбавленном спиртом бромоформе (Loughnan, 1957).
Парагенезис
Монтмориллонит и бейделлит — основные компоненты бентонитовых
глин. Эти глины образуются в результате изменения основных
вулканических пород, обычно туфов и вулканического пепла, и, кроме глинистых
минералов, содержат кристобалит, цеолиты, биотит, кварц, полевые
шпаты и другие минералы вулканических пород. В природе кальциевые
бентониты встречаются чаще, чем натровые. Исключением из этого правила

Группа монтмориллонита 283
являются натровые бентониты Вайоминга. «Фуллеровыми землями»
называются глины, обладающие высокими адсорбционными свойствами
(см. стр. 270); в их составе главную роль обычно играет монтмориллонит.
Большая часть фуллеровых земель Европы образовалась за счет
выветривания основных изверженных пород или залегает в осадочных породах,
образовавшихся из них. В Англии это название используется также для
обозначения особой стратиграфической формации. В виде продуктов
гидротермального изменения монтмориллонитовые минералы часто
встречаются вокруг металлоносных жил или месторождений *, близ горячих
источников и гейзеров, а иногда наряду с хлоритом во внешних зонах
месторождений. В гидротермально измененном плагиоклазе,
ассоциирующем с рудными жилами в рудном поясе Фронт-Рейндж (Bonorino, 1959),
монтмориллонит встречается в краевой зоне или самостоятельно, или
в смеси с каолинитом, а иногда как упорядоченный смешаннослойный
иллит-монтмориллонит. Зональность продуктов изменения определяется
миграцией газообразных флюидов, состав которых изменялся в процессе
взаимодействия с боковыми породами. Критические изменения происходят
при изменепии отношения Si : А1, уменьшении концентрации К и
увеличении рН. В известковистых осадках монтмориллониты могут образоваться
в результате реакции между магнием и кремнеземом окремнелых
доломитовых пород. Эймс с соавторами (Ames et al., 1958) показали, что
бентонитовое месторождение Гектор, расположенное в Калифорнии,
сформировалось в результате деятельности горячих источников. Гекторит этого
месторождения образовался за счет изменения клиноптилолита, который
в свою очередь возник из туфа и вулканического пепла с высоким
содержанием стекла. Монтмориллониты широко распространены (часто в смеси
с иллитами) в почвах и сланцах, сформировавшихся за счет выветривания
основных пород. Вероятно, наиболее важным фактором, способствующим
накоплению монтмориллонита в упомянутых выше условиях, является
наличие достаточного количества магния. При выветривании основных
пород монтмориллонит возникает главным образом в условиях слабого
дренажа, когда магний не удаляется из пород. В условиях хорошего
дренажа магний выщелачивается и образуется каолинит. Щелочная
обстановка, наличие кальция и недостаток калия также благоприятны для
образования монтмориллонитов.
Основные изверженные породы при изменении дают главным образом
монтмориллонит, а кислые породы — ил литы, если они не содержат
много Mg и Са и отличаются низкой концентрацией К. Уивер (Weaver,
1958) пришел к выводу, что вероятность нахождения «набухающих
слюдистых» глин (т. е. монтмориллонитов, сформировавшихся из мусковита
и биотита), легко сокращающих кристаллическую решетку при обработке
калием, в морских отложениях очень мала. Большая часть
монтмориллонитов, монтмориллонит-иллитовых и монтмориллонит-хлоритовых сме-
шаннослойных образований, встречающихся в морских отложениях,
возникла из неслюдистого материала. Сапонит ассоциирует главным образом
с жильными минералами, но присутствует также наряду с селадонитом
(см. стр. 49) в пустотах миндалекаменных базальтов. Нонтронит
встречается в виде жильного минерала (часто с опалом и кварцем) и как продукт
* Уже отмечалось, что западные специалисты часто не отличают кору
выветривания от гидротермально измененных пород. Видимо, часть описываемых
месторождений является типичной корой выветривания.— Прим. ред.

284 Породообразующие минералы
изменения вулканических стекол *. Монтмориллонитовые минералы,
вероятно, не самые устойчивые глинистые минералы выветривания и при
продолжительном выщелачивании водой переходят в каолинит. Они
часто встречаются вместе с каолинитами, особенно в почвах, а также
с иллитами, обломочными слюдами и другими слоистыми минералами.
Для монтмориллонитов обычны упорядоченные и случайные смешаннослой-
ные агрегаты. Монтмориллонитовые минералы иногда представляют
собой продукт изменения оливина.
ЛИТЕРАТУРА
Allen V. Т., S с h e i d V. E., 1946. Nontronite in the Columbia River region,
Am. Mineral., 31, 294.
Ames L. L., Sand L. В., 1958. Factors effecting maximum hydrothermalstability
in montmorillonites, Am. Mineral., 43, 641.
Ames L. L., Sand L. В., Goldich S. S., 1958. A contribution on the Hector,
California, bentonite deposit, Econ. Geol.. 53, 22. [Есть русский перевод: Эймс
Л. Л., С а н д Л. Б., Г о л д и ч С. С, 1962. Бентонитовое месторождение
Гектор, Калифорния, Сб. Вопросы минералогии глин, ИЛ.]
Andreatta С, 1949. Studio di un interssante giacimento di riempimento di argille
montmorillonitiche idrotermali (Vallortigara-Posina, Schio), Mem. Accad. Sci.
1st. Bologna, Cl. Sci. Fiz. Sez. Sci. Nat., ser. 10, 5 (M. A. 11—547).
Bonorino F. G., 1959. Hydrothermal alteration in the Front Range mineral belt,
Colorado, Bull. Geol. Soc. Am., 70, 53.
Bradley W. F., 1945. Molecular associations between montmorillonite and some
poly-functional organic liquids, Journ. Am. Chem. Soc, 67, 975.
Bradley W. F., Grim R.E., 1951. High temperature thermal effects of clay and
related minerals, Am. Mineral., 36, 182.
Bradley W. F., Grim R..E., Clark W. C, 1937. Study of the behaviour
of montmorillonite upon wetting, Zeit. Krist., 97, 216.
Brindley G. W., 1951. X-ray identification and crystal structures of clay minerals
Min. Soc, London. [Есть русский перевод: Рентгеновские методы определения
и кристаллическое строение глинистых минералов, сб. под ред. Г. В. Бриндли,
ИЛ, 1962.]
Brindley G. W., 1955. Stevensite, a mon tmoryllonite-type mineral showing mixed
layer characteristics, Am. Mineral., 40, 239.
Brindley G. W., Rustom M., 1958. Adsorption and retention of an organic
material by montmorillonite in the presence of water, Am. Mineral., 43, 627.
Brown G., 1950. A Fourier investigation of montmorillonite, Clay Minerals Bull.
No. 4, 109.
Brown G., Greene-Kelly R., 1954. X-ray diffraction by a randomly inter-
stratified clay mineral, Acta Cryst., 7, 101.
Brown G., MacEwan D.M. C, 1951. X-ray diffraction by structures with
random interstratification, in X-ray identification and crystal structures of clay
minerals, Min. Soc, London, 266.
С a h о о п Н. P., 1954. Saponite near Milford, Utah, Am. Mineral., 39, 222.
Caillere S., Henin S., 1947. Formation d'une phyllite du type kaolinique par
traitement d'une montmorillonite, Compt. Rend. Acad. Sci. Paris, 224, 53.
Caillere S., Henin S., 1949. Experimental formation of chlorites from
montmorillonite, Mineral. Mag., 28, 612.
* Нонтронит известен также как продукт выветривания ультрабазитов. Нон-
тронит образует характерный горизонт в коре выветривания этих пород,
залегающий под охрами. Иногда он содержит Ni и в этом случае используется как никелевая
руда.— Прим. ред.

Группа монтмориллонита 285
Caillere S., Henin S., Mathieu-Sicaud A. 0., 1953. Sur une mont-
morillonite a texture fibreuse, Compt. Rend. Acad. Sci. Paris, 236, 1581.
С a i 11 ё г e S., Henin S., 1957. Sur la presence a Dielette d'une saponite a
texture fibreuse, Bull. Soc. frang. Min. Crist., 80, 543.
Ч у x p о в Ф. В., Аносов Ф. Я., 1950. Медмонтит — медистый минерал из
группы монтмориллонита, Зап. Всесоюзн. минер, о-ва, 79, № 1.
D e Wit С. P., A r e n s P. L., 1950. Moisture content and density of some clay
minerals and some remarks on the hydration pattern of clay, Trans. 4th Internat.
Congr. Soil. Sci., 2, 59.
D i t t 1 e г E., Hofmann U., 1945. Ein neues Montmorillonitvorkominen, Chemie
der Erde, 15, 406 (M. A. 11—172).
Earley J. W., Brindley G. W., McVeagh W. J., Vanden H e u-
vel R. C, 1956. A regularly interstratified montmorillonite-chlorite, Am.
Mineral., 41, 258.
Earley J. W., Milne I. H., McVeagh W. J., 1953. Thermal, dehydration
and X-ray studies on montmorillonite, Am. Mineral., 38, 770.
Earley J. W., Osthaus В. В., Milne] I. H., 1953. Purification and
properties of montmorillonite, Am. Mineral., 38, 707.
Edelman С H., F a v e j e e J. C.L., 1940. On the crystal structure of
montmorillonite and halloysite, Zeit. Krist., 102, 417.
Ewell R. H., Insley H., 1935. Hydrothermal synthesis of kaolinite, dickite,
beidellite and nontronite, Journ. Res. U. S. Nat. Bur. Standards, 15, 173.
Farmer V. C, 1958. The infra-red spectra of talc, saponite, and hectorite, Mineral.
Mag., 31, 829.
Faust G. Т., 1951. ^Thermal analysis and X-ray studies of sauconite and of some zinc
minerals of the same paragenetic association, Am. Mineral., 36, 795.
Faust G. Т., 1955. Thermal analysis and X-ray studies of griffithite, Journ. Wash.
Acad. Sci., 45, 66.
Faust G. Т., Hathaway J. C, Mi Hot G., 1959. A re-study of stevensite
and allied minerals, Am. Mineral., 44, 342.
Faust G. Т., Murata K. J., 1953. Stevensite redefined as a member of the
montmorillonite group, Am. Mineral., 38, 973.
Foster M. D., 1951. The importance of exchangeable magnesium and cation exchange
capacity in the study of montmorillonite clays, Am. Mineral., 36, 717.
Gieseking J. E., 1939. The mechanism of cation exchange in the montmorillonite
beidellite-nontronite type of clay minerals, Soil. Sci., 4,7, 1.
Greene-Kelly R., 1955. Dehydration of the montmorillonite minerals, Mineral.
Mag., 30, 604.
Grim R. E., 1934. Petrographic study of clay minerals — a laboratory note, Journ.
Sed. Petr., 4, 45.
Grim R. E., 1951. Clay mineralogy, McGraw-Hill, New York. [Есть русский
перевод: Грим Р. Е., 1957, 1959. Минералогия глин, ИЛ.]
Grim R. E., All away W. H., Guthbert F. L., 1947. Reaction of
different clay minerals with organic cations, Journ. Am. Ceram. Soc, 30,
137.
Grim R. E., Bradley W. F., 1948. Rehydration of the clay minerals, Am.
Mineral., 33, 50.
Grim R. E., Rowland R. A., 1942. Differential thermal analyses of clay
minerals and other hydrous materials, Am. Mineral., 27, 746.
H amilton G., Furtwangler W., 1951. Synthese von Nontronit, Tscher-
maks Min. Petr. Mitt., ser. 3, 2, 397 (M. A. 12—84).
FI a u s e r E. A., Reynolds H. H., 1939. Alteration of glasses to montmorillonite,
Am. Mineral., 24, 590.

286 Породообразующие минералы
Н end ricks S. В., 1938. On the crystal structure of talc and pyrophyllite, Zeit.
Krist., 99, 264.
Hendricks S. В., 1941. Base exchange of the clay mineral montmorillonite for
organic cations and its dependence upon absorption due to van der Waals
forces, Journ. Phys. Chem., 45, 65.
Hendricks S. В., 1942. Lattice structure of clay minerals and some properties
of clays Journ. Geol., 50, 276.
Hofmann U., Bilke W., 1936. Ueber die innerkristalline Quellung und das Ba-
senaustauschvermogens dos Montmorillonits, Koll. Zeit., 77, 239.
Hofmann U., Endel K., Diederich W., 1933. Kristallstruktur und
Quellung von Montmorillonit, Zeit. Krist., 86A, 340.
К e r r P. F., К u 1 p J. L., Hamilton P. K., 1949. Differential thermal
analyses of reference clay mineral specimens, Preliminary report No. 3, Reference clay
minerals, Am. Petrol. Inst., Res. Proj. 49, Columbia Univ., New York.
К e r r P. F., and others, 1950. Analytical data on reference clay materials, Preliminary
report No. 7, Reference clay minerals, Am. Petrol, Inst., Res. Proj. 49, Columbia
Univ., New York.
Konta J., Sindelar J., 1955. Saponite from the fissure fillings of theamphibo-
lites of Caslav, Univ. Carolina (Prague), Geol., 1, 177.
L a r s en E.S., Wherry E. Т., 1917. Leverrierite from Colorado, Journ.
Washington Acad. Sci., 7, 213 (M. A. 2—133).
Loughnan F. C, 1957. A technique for the isolation of montmorillonite and hallo-
ysite, Am. Mineral., 42, 393.
MacEwan D.M. C, 1946. The identification and estimation of the montmorillonite
group of clay minerals with special reference to soil clays, Journ. Soc. Chem.
Ind. (London), 65, 298.
MacEwan D. M. C, 1948. Complexes of clays with organic compounds, I, Trans.
Faraday Soc, 44, 349.
MacEwan D.M. C., 1951. The montmorillonite minerals (montmorillonoids), in
X-ray identification and crystal structures of clay minerals, Min. Soc, London.
[Есть русский перевод: М а к - Э в а н Д. М., 1962. Монтмориллодитовые
минералы (монтмориллоноиды), В сб. под ред. Г. В. Бриндли «Рентгеновские
методы определения и кристаллическое строение глинистых минералов»,
ИЛ.]
Mackenzie R. С, 1950. Some notes on the hydrations of monlmorillonite, Clay
Min. Bull., 1, 115.
Mackenzie R. C, 1957a (Editor). The differential thermal investigation of clays,
Min. Soc, London.
Mackenzie R. C, 1957b. Saponito from Allt Ribhein, Fiskavaig Bay, Skye,
Mineral. Mag., 31, 672.
McAtee J.L., Jr., 1956. Determination of random interstratification in montmoril
lonite, Am. Mineral., 41, 627.
McConnell D., 1950. The crystal chemistry of montmorillonite, Am. Mineral.,
35, 166.
Marshall С. Е., 1935. Layer lattices and base-exchange clays, Zeit. Krist., 91,
433.
Mathieson A. McL., W a 1 k e r G. F., 1954. Crystal structure of magnesium-
vermiculite, Am. Mineral., 39, 231.
M ё r i n g J., 1946. The hydration of montmorillonite, Trans. Faraday Soc, 42B, 205.
M ering J., 1949. X-ray interference by disordered layer lattices, Acta Cryst., 2, 371.
Midgley H. G., Gross K. A., 1956. Thermal reactions of smectites, Clay Min.
Bull., 3; 79.
M i tsuda Т., 1957. Long spacing clay mineral from the Uku mine, Yamaguchi
Prefecture, Japan, Min. Journ. (Japan), 2, 169.

Группа монтмориллонита 287
Miyamoto N., 1957. Iron-rich saponite from Maze, Niigata Prefecture, Japan,
Min. Journ. (Japan), 2, 193.
Nagelschmidt G., 1938. On the atomic arrangement and variability of the
members of the montmorillonite group, Mineral. Mag., 25, 140.
Nixon H. L., Weir A. H., 1957. The morphology of the Unter-Rupsrothmontmo-
rillonite, Mineral. Mag., 31, 413.
Noll W., 1936. Zynthese von montmorilloniten, Em Beitrag Zur Kenntniss der Bil-
dungsbedingungen und des Chemismus von Montmorillonit,' Chemie der Erde,
10, 129, 154.
Norton F. H., 1939. Hydrothermal formation of clay minerals in the laboratory,
Am. Mineral., 24, 1.
Page J. В., 1943. Differential thermal analyses of monlmorillonite, Soil Sci., 50, 273.
R о d d a J. L., 1952. Anomalous behaviour of montmorillonite clays in Clerici solution,
Am. Mineral., 37, 117.
Ross C. S., 1946. Sauconite, a clay mineral of the montmorillonite group, Am.
Mineral., 31, 411.
Ross С S., H e n d r i с к я S. В., 1945. Minerals of the montmorillonite group,
U. S. Geol. Surv., Prof. Paper 205B.
R о s t R., 1944. Contribution to'the knowledge of clay minerals Rozpravy Ceske Akad.,
54, No. 15 (M. A. 10—22).
Rowland R.A., Weiss E. J., Bradley W. F., 1956. Dehydration of mono-
ionic montmorillonites, Proc. 4th Nat. Conf. on Clays and Clay Minerals
(U. S. A.), 85.
Roy R., Osborn E. F., 1954. The system A12O3 — SiO2 — H2O, Am. Mineral.,
39, 853.
Roy R., Sand L. В., 1956. A note on some properties of synthetic
montmorillonites, Am. Mineral., 41, 505.
Roy D. M., Roy R., 1955. Synthesis and stability of minerals in the system MgO —
A12O3 — SiO2 — H2O, Am. Mineral., 40, 147.
Sand L. В., 1955. Montmorillonites stable at high temperatures, Bull. Geol. Soc.
Am., 66 1610 (abstract).
Sand L. В., Roy It., Osborn E. F., 1957. Stability relations of some minerals
in the Na2O — A12O3 — SiO2 — H2O system, Econ. Geol., 52, 169.
Schmidt E. R., Heystek H., 1953. A saponite from Krugersdorp district,
Transvaal, Mineral. Mag., 30, 201.
С е д л е ц к и й И. Д., 1937. Генезис минералов монтмориллонитовой группы из
почвенных коллоидов, Докл. АН СССР, 17, 375—377.
С е д л е ц к и й И. Д., Юсупова СМ., 1945. Изменение параметров
монтмориллонита под влиянием нефти, Докл. АН СССР, 46, № 1.
Shannon E. V., 1922. Notes on the mineralogy of three gouge clays from precious
metal veins, Proc. U. S. Nat. Mus., 62, art. 15, 4 (M. A. 2—134).
S t r e s e H., H о f m a n n U., 1941. Synthese von Magnesium-Silikatgelen mit zwei-
dimensional regelmassiger Struktur, Zeits. anorg. Chem., 247, 65.
V e n d e 1 M., 1945. Zur Bestimmung der Lichtbrcchung silikatischer Tonminerale,
Chemie der Erde, 15, 325.
Weaver С. Е., 1956. The distribution and identification of mixed layer clays in
sedimentary rocks, Am. Mineral. 41, 202. [Естг. русский перевод: У и в е р Ч. Е.,
1962. Распространение смешанно-слойных глинистых минералов и их
определение в осадочных породах, Сб. Вопросы минералогии глин, ИЛ.]
Weaver С. Б., 1958. The effects and geologic significance of potassium «fixation»
by expandable clay minerals derived from muscovite, biotite, chlorite and
volcanic material, Am. Mineral., 43, 839. [Есть русский перевод: У и в е р Ч. Е.,
1962. Эффект и геологическое значение «фиксации» калия набухающими
глинистыми минералами, образовавшимися из мусковита, биотита, хлорита и
вулканогенного материала, Сб. Вопросы минералогии глин, ИЛ.]

288 Породообразующие минералы
Wells R. С, 1937. Analyses of rocks and minerals, U. S. Geol. Surv., Bull. 878, 108.
White J.L., 1951. Transformation of illite into montmorillonite, Proc. Soil Sci. Soc.
Am., 15, 129 (M. A. 11—546).
Winchell A. N., 1945. Montmorillonite, Am. Mineral., 30, 510.
Звягип Б. Б., П и н с к е р 3. Г., 1949. Элсктронографическое исследование
структуры монтмориллонита, Докл. АН СССР, 68, № 1.