ROCK-FORMING MINERALS
Vol. 3 Sheet Silicates
W. A. Deer, m.Sc, Ph.D., f.g.s.
Professor of Mineralogy and Petrology, Cambridge University
R. A. Howie, m.a., Ph.D., f.g.s.
and
J. ZuSSman, M.A., Ph.D., F.Inet.P.
Department of Geology, Manchester University
LONGMANS
ЛОНДОН 1962

У. А. Дир, Р. А. Хауи, Дж. Зусман
ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ
МИНЕРАЛЫ
Том 3
Листовые силикаты,
ПЕРЕВОД С АНГЛИЙСКОГО
М. А. ЛИЦАРЕВА, П. П. СМОЛИНА, В. И. ФИНЬКО
ПОД РЕДАКЦИЕЙ И С ПРЕДИСЛОВИЕМ
В. П. ПЕТРОВА
ИЗДАТЕЛЬСТВО «МИР» МОСКВА 1966

УДК 549.2
Редакция литературы по вопросам геологических наук

ПРЕДИСЛОВИЕ
Предлагаемый вниманию читателя третий том справочника «Породо-
образующие-минералы» посвящен слоистым силикатам. Основу его
составляет описание слюд, хлоритов и глинистых минералов, т. е. как раз тех
минералов, о которых наши представления претерпели в последнее время
наиболее сильные изменения в результате применения для их изучения
рентгеноструктурных методов, методов электронной микроскопии и
электронографии. Очень хорошие результаты дает метод термического анализа.
Для изучения глинистых минералов особенно эффективен ДТА
(дифференциальный термический анализ). К сожалению, в настоящем томе ДТА
уделено меньше внимания, чем он занимает в общей схеме исследования
слоистых силикатов.
Как и в предыдущих томах, здесь строго выдержана определенная
схема описания отдельных минералов. После приведения краткого
справочного материала довольно подробно разбирается структура минерала
(или группы, в которую входит дапный минерал). Затем приводятся
данные по химизму. Весьма интересно, что авторы не стремятся привести
исчерпывающие химические данные; они ограничиваются только новыми
и достаточно хорошо выполненными анализами и дают характеристику
возможных изменений состава и структурного значения каждого
изменения. Оптические и физические свойства описываются весьма кратко.
Следует указать, что в отличие от хорошо известного у нас справочника
Винчелла по оптической минералогии авторы не увлекаются диаграммами
состав — свойство, приводя только самые необходимые сопоставления
такого рода. Эту особенность настоящего справочника следует отметить
как положительную; полная уверенность в том, что оптические и другие
физические свойства минералов зависят только от их состава,
господствовавшая в минералогии в тридцатые и сороковые годы, безусловно,
тормозила развитие науки.
Очень важен краткий, но четко построенный раздел
«Диагностические признаки». После описания каждого минерала дается обзор
большинства парагенезисов, в которых встречается этот минерал.
В справочнике приведена обширная библиография. Она включает
большинство важнейших работ, освещающих свойства и строение каждого
минерала, в том числе и некоторые оригинальные минералого-петрогра-
фические работы советских ученых. Для более полного ознакомления с
рассматриваемыми вопросами можно рекомендовать следующие
отечественные и переводные работы.
По группе слюды, тальку, серпентину и хлориту
Асбест как минерал и полезное ископаемое (коллектив авторов), Тр.
ИГЕМАНСССР, 31.
Белянкина Е. Д., Гурьева Э. Я., Игнатова М. Д.,
Петров В.П., Толстихина К. И., 1958. Генезис и
типизация промышленного мусковита, Тр. ИГЕМ АН СССР, 12.

6 Предисловие
Гинзбург А. И., Б е р х и н С. И., 1953. О составе и химической
конституции литиевых слюд, Тр. Минер, муз. АН СССР, 5.
Закономерности размещения полезных ископаемых. VI, Изд. АН СССР,
М., 1962. (Здесь помещен обширный список отечественных работ
по флогопиту, асбесту и тальку, опубликованных до 1961 г.
включительно . —Ред. ]
Иванова В. П., 1949. Хлориты, Материалы по термическому
исследованию минералов. I, Тр. ИГЕМ АН СССР, 120, петрограф, сер.,
№ 35.
Л а ш е в Е. К., 1946. Слюда. I, Промстройиздат.
Лицарев М. А., Генезис флогопитовых месторождений Алдана, Тр.
ИГЕМ АН СССР, 67.
Меренков Б. Я., 1958. Генезис хризотил-асбеста, Тр. ИГЕМ АН
СССР, 22.
Островский И. А., Петров В. П., 1940. Материалы по связи
оптики и химического состава магнезиально-железистых слюд,
Тр. ИГН АН СССР, 36, 1-32.
Сб. «Слюды», изд. «Мир», 1965.
Слюды СССР, 1937. Сб. статей под ред. П. М. Татаринова, ОНТИ.
Солов ь е в С. П., 1938. Слюды. Сер. «Петрография СССР».
Породообразующие минералы, Изд. АН СССР, сер. III, I.
Тальк как минерал и полезное ископаемое (коллектив авторов), Тр. ИГЕМ
АН СССР, 63.
Флогопитовые месторождения слюдянского района, 1939, Тр. ВИМС,
150, ОНТИ.
Цветков А. И., Вальяшихина Е. П., 1956. Слюды.
Материалы по термическому исследованию минералов, вып. III, Тр. ИГЕМ
АН СССР, 4.
По группе глинистых минералов
Бриндли Б. В. (ред.), 1958. Рентгеновские методы изучения глин,
ИЛ, М.
В и к у л о в а М. Ф. (ред.). Методическое руководство по петрографо-
минералогическому изучению глин, Госгеолиздат.
Вопросы минералогии глин, 1962. Сб. статей, ИЛ, М.
Гинзбург И. И., Руковишникова И. А., 1951. Минералы
древней коры выветривания Урала, Изд. АН СССР.
Глины, 1940. Неметаллические ископаемые СССР, вып. IV, Изд. АН СССР.
Грим Р. Е., 1956. Минералогия глин, ИЛ, М.
Звягин Б. Б., 1964. Исследования минералов методом дифракции
электронов. Сер. «Итоги науки и техники геохимии». Петрография,
1962, Изд. ИНИТИ, стр. 176-198.
Сб. «Вопросы геологии и минералогии бокситов», изд. «Мир», М., 1964.
В. Петров

Сокращения и условные обозначения
Параметры ячейки, межплоскостные и межатомные расстояния
кристаллической решетки приводятся в ангстремах. При использовании
данных, опубликованных до 1944 г., для перевода кХ в ангстремы применен
коэффициент 1,00202; эти данные приведены также в ангстремах.
а — параметр элементарной ячейки в направлении оси х;
«гл — ромбоэдрическая элементарная ячейка;
ahex — гексагональная элементарная ячейка;
Ь — параметр элементарной ячейки в направлении
оси у,
Вха — острая биссектриса;
С — (в связи с длиной волны света) красный свет
F56 м\х);
с — параметр элементарной ячейки в направлении оси г;
D — (в связи с длиной волны света) желтый (натровый)
свет E89 м\х);
d — межплоскостное расстояние в кристаллической
решетке;
2Ё — видимый угол оптических осей, измеренный в воз-
духе;
F — (в связи с длиной волны света) синий свет D86 m\i);
Li — (в связи с длиной волны света) красный (литиевый)
свет F71 м\х);
N — показатель преломления для минералов
кубической сингонии;
Np, Nm, Ng — наименьший, средний и наибольший показатели
преломления; направления колебаний
соответственно быстрого, промежуточного и медленного лучей
и сами эти лучи;
Ng— Np — двупреломление;
Ne — показатель преломления необыкновенного луча;
No — показатель преломления обыкновенного луча;
ил.о.о. — плоскость оптических осей;
ц.п.п. — потери при прокаливании;
Р — давление;
R — ионы металлов;
r<iv (или г > о) — угол оптических осей в красном свете меньше (или
больше), чем в фиолетовом;
rh — ромбоэдрический;
тв. — твердость по шкале Мооса;
Т — температура;
Т1 — (в связи с длиной волны света) зеленый (таллиевый)
свет E35 лф,);
т. р. — твердый раствор;

Сокращения и условные обозначения
уд. в. — удельный вес;
2V — угол оптических осей;
х, у, z — кристаллографические оси;
Z — количество формульных единиц на элементарную
ячейку;
а, р\ у — соответственно углы между положительными
направлениями кристаллографических осей у и z,
х и z, х и у;
ф — полярные координаты; азимутальный угол,
измеренный по часовой стрелке от направления [010];
Q — полярные координаты; полярный угол, измеренный
от z;
Я — длина волны.

ГРУППА СЛЮДЫ X2F4_6[(Si,Al)8O20](OH, FL
МОНОКЛИННЫЕ (—)
Np 1,525 (лепидолит) —1,625 (биотит)
Nm 1,551 (лепидолит)—1,696 (биотит)
Ng 1,554 (лепидолит)—1,696 (биотит)
Ng—Np 0,014 (глауконит)—0,08 (биотит)
—2V 0—58°
Np почти перпендикулярно @01)
Пл. о. о. 1 @10) в мусковите, парагоните и некоторых биотитах
Пл. о. о. @10) в глауконите, лепидолите, большинстве биотитов и лепидолитов
и в циннвальдите
Дисперсия Слабая
Спайность По {001} совершенная
Двойникование Плоскость днойпикового срастания {001}, двойниковая ось [310}
Цвет Различный
Плеохроизм Сильный у окрашенных слюд: наибольшая абсорбция для
направления колебаний в плоскости спайности
Элементарная а = 5,3 *, 6 8,9—9,2, с = 10, 20 или 30 А **
ячейка
Для 1М: Р <=- 100°, Z=l. Пространственная группа Ст. или С2/т
Для 2Mj: p" ■=■* 95°, Z=2. Пространственная группа С2/с
Слюдистые минералы обнаруживают большие колебания химических
и физических свойств; все они характеризуются пластинчатым обликом
и совершенной базальной спайностью, являющейся следствием их слоистой
атомной структуры. Такие слюды, как мусковит, флогопит и лепидолит,
имеют большое практическое значение. Ниже рассматриваются наиболее
распространенные слюды — мусковит, парагонит, глауконит, лепидолит,
флогопит, биотит и циннвальдит (хрупкие слюды — Маргарит, клинтонит
и ксантофиллит — описываются отдельно). Большая часть этих слюд
представляет собой самостоятельные минеральные виды, которые не
образуют между собой непрорывных твердых растворов. Флогопит и биотит,
которые дают полную серию смесей, разделены здесь для удобства
описания. Такие минеральные виды, как тайниолит, фуксит и пр., сравнительно
редки и детально не изучены; они описываются в разделах, посвященных
слюдам, только потому, что больше всего их напоминают. Большой вклад
в дело изучения химических и физических свойств слюд и в создание
их классификации внесли Халлимонд (Hallimond, 1925, 1926, 1927),
Винчелл (Winchell, 1932, 1935, 1942 и пр.), Кунитц (Kunitz, 1924), Джекоб
(Jakob, 1925, 1926 и пр.), Стивене (Stevens, 1938), Фолк (Volk, 1939),
Сердюченко A948), Хейнрих (Hoinrich et. al., 1953), Смит и Йодер (SmilT
Yoder, 1956).
* Точное а = 5,15—5,ЗА. —Прим. ред.
** с <= 30 А относится к модификации ЗТ (см. ниже). —Прим. ред.

10
Породообразующие минералы
Структура
Первые рентгеноструктурные исследования слюд выполнены Могеном
(Mauguin, 1927, 1928), Паулингом (Pauling, 1930) и Джексоном и Уэстом
(Jackson, West, 1930, 1933). Главные полиморфные разновидности были
изучены Хендриксом и Джефферсоном (Hendricks, Jefferson, 1939), а
позже Хейнрихом с сотрудниками (Heinrich et al., 1953) и Смитом и Йодером
(Smith, Yoder, 1956).
Основной отличительной особенностью структуры слюды является
слой сложного строения, в котором слой катионов в октаэдрической
координации прокладывает два одинаковых слоя из связанных друг с другом
о?
®2
-.-rJCO
• Si
о О
ФИГ. 1. Структура слюды.
а — план тетраадрического слоя (Si»Oio) с тетраэдрами, направленными вершина-
ми кверху, и конечный вид слоя, если смотреть вдоль оси у; б — план и «разрез»
тетраэдрического слоя с тетраэдрами, направленными вершинами вниз. 1—базаль-
ные ионы О; 2 — ион Si с ионом О над ним; 3 — базалыше ионы О; 4 — ион Si
с ионом О под пим.
тетраэдров (Si,Al)O4. Два таких тетраэдрических слоя [состава
(Si, A1JO5] изображены на фиг. 1. Слева показан слой, в котором вершины
всех тетраэдров направлены вверх, как это видно на «разрезе»,
расположенном ниже, а справа — слой, в котором вершины тетраэдров указывают
вниз. Два слоя налагаются друг на друга и соединяются расположенными
в одной плоскости катионами, как показано на фиг. 2 и 3. Дополнительные
гидроксил-ионы (отмеченные буквой А на фиг. 2) вместе с ионами
кислорода, располагающимися в вершинах обращенных внутрь тетраэдров,
обусловливают октаэдрическую координацию катионов, находящихся между
двумя слоями тетраэдров. С другой стороны, структуру можно представить
себе таким образом, что она содержит центральный бруситовый слой
Mg3(OH)e (в флогопите) или гиббситовый слой А12(ОНN (в мусковите),
в котором четыре из шести ионов (ОН) заменены ионами кислорода,
находящимися в вершинах тетраэдрических слоев (по два с каждой стороны).
Остающиеся ионы (ОН) располагаются в центрах шестиугольников,
образованных вершинами тетраэдров. Центральные ионы Y определяют поло-

фиг. 2. Структура слюды.
Планы а и б фиг. 1, наложенные и связанные слоем катионов.
1 — катионы в октаэдричсской координации; главным образом MgAl
или Fe; 2 — дополнительные гидроксил-ионы; я — ионы X ниже
основания слоя (К, Na, Са); 4 — ионы X выше слоя (К, Na, Ca): жирные
линии — ниа слоя Si2Os; тонкие линии — верх слоя Si2Os.
Количество
ионов на
элементарную
ячейку
О2К
6(О)
4(Si,Al)
4@) 2 (ОН)
6Mg
4@) 2(ОН)
4(Si, A1)
6@)
О 2К
6@)
4(Si,Al)
■ •II
Ф И г. 3. Структура слюды.
«Разрезы» а я б фиг. 1, наложенные и связанные плоскостью катионов в окта-
эдрической координации. Сложные слои связаны ионами К. Нанесены контуры
наиболее простой элементарной ячейки. Вид вдоль оси у.

12
Породообразующие минералы
жения двух тетраэдрических слоев таким образом, что они смещаются
относительно друг друга на а/3 в направлении [100] (фиг. 2 и 31.
Совокупные слои имеют центрированную плоскую группу симметрии с
плоскостью симметрии РР' и периодами повторяемости согласно прямоугольной
сетке с приблизительными размерами 5,3 X 9,2А. В слюдах эти слои
имеют отрицательный заряд, который уравновешивается расположенными
в одной плоскости ионами X (К, Na и пр.), находящимися между ними,
а период повторяемости перпендикулярно слоям равняется примерно
10А или величине, кратной 10А. Ионы X находятся в двенадцатикратной
координации, поскольку они лежат посредине отрезка между центрами
шестиугольников, образованных ионами кислорода оснований
тетраэдрических слоев, а боковые смещения при переходе от базальных ионов
кислорода одного совокупного слоя к соответствующим ионам кислорода
смежного слоя отсутствуют. Однако шестиугольники могут налагаться
друг на друга шестью различными способами. Так, один шестиугольник
может быть связан со следующим поворотом на 0° или на угол, кратный
60°. Такое вращение в комбинации со сдвигом на а/3, испытываемым слоем
У, определяет расположение соответствующих атомов в последовательных
ячейках. Смит и Йодер (Smith, Yoder, 1956) выделили шесть простых
последовательностей располагающихся друг над другом слоев, которые
при регулярном чередовании дают элементарные ячейки, приведенные
в табл. 1.
Таблица 1
НЕКОТОРЫЕ ПОЛИМОРФНЫЕ РАЗНОВИДНОСТИ СЛЮД

Полиморфная

разновидность
1М
2М4
2М2
20
ЗТ
6Н
Симметрия
Моноклинная
»
»
Ромбическая
Тригональная
Гексагональная
Число
слоев
1
2
2
2
3
6
о (А)
5,3
5,3
9,2
5,3
5,3
5,3
Ь(А)
9,2
9,2
5,3
9,2
—
с (А)
10
20
20
20
30
60
100
95
98
90
—
—
Пространственная
группа
С2/т или Cm
С2/с
С/2с
Сст2
P3tl2 или />3212
P6t22 ИЛИ />6522
Смещение в проекции на плоскость @01) между ионами X в
последовательных слоях структуры можно обозначить как вектор наложения
слоев. Пользуясь этими векторами, Смит и Йодер схематически
изобразили 6 полиморфных модификаций (фиг. 4).
Возможны и многие более сложные последовательности слоев, и уже
сообщалось о существовании некоторых из них, однако из шести
приведенных в табл. 1 полиморфных разновидностей в природе обычно
встречаются 1М, 2МЬ ЗТ (и 2М2), а в нескольких случаях наблюдались
полиморфные разновидности 12М, 18М и 8Тс (триклинная). (Некоторые
модификации, которые первоначально были указаны как 6М, позднее были
определены как 2М2 и ЗТ соответственно.) Строгое повторение сложных
последовательностей с ячейками, охватывающими большое число слоев,
становится возможным при росте кристалла по спирали, однако возможны
и в действительности наблюдались неупорядоченные кристаллы разных
типов. Для слюд обсуждались два возможных механизма роста кристаллов
(Smith, Yoder, 1956): а) вторичное зарождение последовательных слоев

Группа слюды. Введение
13
и б) спиральный рост, обусловленный дислокацией (Burton et al., 1949).
Рост крупных кристаллов слюды, исследованных с помощью
многолучевой интерферометрии (Tolansky, 1945), по-видимому, происходил
вследствие вторичного зародышеобразования; однако в ряде других случаев
наблюдался спиральный рост (Amelinckx, 1952). Если бы совокупные слои
слюды обладали совершенной тригональнои симметрией, как в идеальных
Ш 20
°
а •>—G>-
5.ЭА
С 20А
b\
9,2 А
C2/l
т
С 2/
Р3'12
или РЗг 72
ф и Г. 4. Шесть простых способов упорядоченного наложения слоев
слюды.
Стрелками показаны межслоевые векторы наложения; сплошные линии — слои,
охватываемые одной элементарной ячейкой; пунктирные линии — положение слоев
в следующей элементарной ячейке. Основание элементарной ячейки показано
тонкими линиями, а пространственная группа и параметры решетки приведены
сбоку около каждой схемы.
структурах, то положение, занимаемое одним слоем над другим, должно
было бы быть почти совершенно произвольным и при росте в результате
вторичного зародышеобразования должны были бы возникать только
неупорядоченные структуры. Однако при достаточно большом отклонении
от идеального строения слоев один способ наложения может быть
энергетически более благоприятен, чем другой. Детальные структурные
исследования кристаллов слюды отсутствуют *, но рентгеноструктурные дан-
* См., однако, Radoslovich, 1960.

14 Породообразующие минералы
ные в ряде случаев подтверждают наличие значительного отклонения от
идеальной структуры. В мусковите, например, отклонение от идеальной
структуры достаточно велико, и большинство мусковитов соответствует
модификации 2М4. Биотиты и вообще триоктаэдрические слюды
характеризуются меньшими искажениями, и среди них обычно встречаются
различные полиморфные модификации. Таким образом, искажения,
по-видимому, связаны с частичным заполнением октаэдрических положений в ди-
октаэдрических слюдах. Вероятно, по сходным причинам неупорядоченное
наложение слоев также более характерно для флогопитов и биотитов,
чем для мусковитов. Согласно Декейзеру и Амелинксу (Dekeyser, Ame-
linckx, 1953), температура и степень насыщения являются основными
факторами, определяющими полиморфизм и степень упорядочения. Однако
Смит и Йодер (Smith, Yoder, 1956) указывали, что частично
упорядоченные флогопит и биотит встречаются вместе с полностью упорядоченным
мусковитом; следовательно, структура имеет большее значение, чем
температура.
Ниже перечислены основные полиморфные разновидности различных
слюд:
Мусковит и парагонит Главным образом 2Mj
Глауконит 1М, 2МЬ ЗТ
Лепидолит Главным образом 1М
и 2М2; встречается
также ЗТ
Флогопит, биотит и Главным образом 1М;
циннвальдит кроме того, 2М! и ЗТ
Первоначально слюдам с однослойной ячейкой приписывалась
пространственная группа Ст. Однако Пабст (Pabst, 1955) отметил, что
поскольку детальные структурные определения не были проведены, то нет
оснований предполагать более низкую симметрию, чем С2/т. Небольшие
поправки координат х некоторых атомов и выбор начала в центре
симметрии делают структуру совместимой с этой пространственной группой.
В большинстве случаев порошковые рентгенограммы диоктаэдрических
и триоктаэдрических слюд четко различаются. Так, для диоктаэдрических
слюд сильный рефлекс 060 близко соответствует d = 1,50А, а базальиый
рефлекс при d ~ 5А @04 для слюды 2М) является сильным, тогда как для
триоктаэдрических слюд рефлекс 060 лежит между d — 1,53 и d = 1,55А,
а базальный рефлекс @02 для 1М) слабый. Однако на этом основании
лепидолит должен быть отнесен к диоктаэдрическим слюдам, хотя по своему
химическому составу он ближе к триоктаэдрическим слюдам; в то же время
диоктаэдрический глауконит имеет промежуточное межплоскостное
расстояние 060, и базальный рефлекс 002 у него не является сильным.
Порошковые рентгенограммы полиморфных разновидностей 1М и ЗТ мусковита
отличаются друг от друга, но порошковые рентгенограммы полиморфных
разновидностей 1М и ЗТ триоктаэдрических слюд одинаковы.
На параметры элементарной ячейки слюд влияют различные ионные
замещения; предпринята попытка выразить зависимость параметра Ъ
от состава с помощью уравнения
Коэффициенты этого уравнения были выведены путем сравнения
параметров элементарных ячеек пирофиллита, мусковита и талька, а также

Группа слюды. Введение 15
на основании других эмпирических соображений (Brown, 1951). В этом
уравнении [А1]*, [Mg]6 и т. д.— количества катионов из расчета 12 (О, ОН)
на формульную единицу; все железо принимается за закисное, а литий
объединяется с алюминием. Хотя этим способом можно получить почти
точные значения Ь, возможности определения состава по параметрам
элементарной ячейки с помощью этого уравнения ограничены, так как оно
содержит слишком много переменных. Другой способ решения проблемы
основан на использовании соотношения интенсивностей базальных
рефлексов. Грим с соавторами (Grim at al., 1951) указали на изменения
интенсивностей пяти базальных рефлексов в зависимости от состава октаэдриче-
ского слоя для диоктаэдрических и триоктаэдрических слюд (замещение
Si =?± Al в положениях Z оказывает небольшое влияние на интенсивности).
Для диоктаэдрических слюд рассмотрен только эффект замещения А1
на закисное или окисноо железо, поскольку Mg и А1 обладают сходными
рассеивающими способностями, и предполагается, что Li и Ti не
присутствуют в заметных количествах. Указанная зависимость лучше всего
проявляется в отношениях интенсивностей рефлексов второго и
первого порядков или второго и третьего порядков базального отражения
при 10А. Так как высокое содержание железа характерно для немногих
мусковитов, это отношение имеет ограниченное значение. Оно более
пригодно для триоктаэдрических слюд, в которых при сравнении
интенсивностей рефлексов четвертого и пятого порядков можно получить оценку
отношения Mg : Fe+2 (см. также стр. 70).
Химизм
Химический состав слюд может быть выражен с помощью общей
формулы
X2Yi_eZ&OZ0(OK, FL,
где
X — в основном К, Na или Са, но также Ва, Rb, Cs и т. д.,
У — главным образом Al, Mg или Fe, но также Мп, Сг, Ti, Li и т. д.,
Z — в основном Si или А1, но, возможно, также Fe+3 и Ti.
Слюды могут подразделяться на два класса: диоктаэдрические и три-
октаэдрические, в которых число ионов У равно 4 и 6 соответственно.
Дальнейшее разделение основано на характере главной составляющей X.
У собственно слюд ионы группы X представлены К или Na, а у так
называемых хрупких слюд X в большинстве случаев — Са; в настоящей работе
эти слюды рассмотрены отдельно. Обычные слюды разделяются по главным
составляющим на категории X, У и Z, приблизительные формулы которых
приведены в табл. 2. Более точные формулы даны ниже, в
соответствующих разделах. Для диоктаэдрических слюд замещение А1 в тетраэдриче-
ской координации на Si в основном уравновешивается электростатически
эквивалентным замещением алюминия в октаэдрических положениях
на двухвалентные ионы. Так, Фостер (Foster, 1956) считает, что
замещенные диоктаэдрические калиевые слюды образуют серию минералов, состав
которых колеблется от ХЛ+331зАЮ10(ОНJ (трисиликатная формула) до
X/?+a/?+2Si4O10(OHJ (тетрасиликатная формула).
Минералы тальк и пирофиллит в структурном отношении сходны со
слюдами, но отличаются отсутствием ионов X и А1 в положениях Z.
Химический состав большинства слюд характеризуется одной общей
особенностью — содержанием воды. Анализы (за исключением слюд с вы-

1C
Породообразующие минералы
Таблица 2
ПРИБЛИЗИТЕЛЬНЫЕ ХИМИЧЕСКИЕ ФОРМУЛЫ СЛЮД
Диоктаэдрические
Собственно
слюды
Хрупкие
[слюды
Мусковит
Парагонит
Глауконит
Маргарит
X
к2
Na2
(К, Na)j,2_2>o
Са2
у
А14
А14
(Fe, Mg, AlL
А14
z
Si6Al2
Si6Al2
$17-7,6 А11;О_о,4
Si4Al4
Триоктаэдрические
Собственно
слюды
Хрупкие
слюды
Флогопит
Биотит
Циннвальдит
Лепидолит
Клинтонит и
ксантофил-
лит
X
к2
к2
к2
к2
Са2
у
(Mg, Fe+%
(Mg, Fe, А1)„
(Fe, Li, AlN
(Li, AlM_e
(Mg, Al)e
z
Si6Al2
Si6_5 А12_з
Si6_7 Al2_i
Sie_5 A12_3
Si2,5 A15,B
соким содержанием F) дают примерно 4—5% H2O+. Как диоктаэдрические,
так и триоктаэдрические слюды встречаются в тонкозернистой «глинисто-
слюдистой» форме, часто характеризуются более высоким содержанием
воды и другими признаками, описанными ниже (см. стр. 24).
Нет оснований предполагать невозможность существования слюд,
у которых количество ионов Y на формульную единицу колебалось бы от
4 до 6. По этому поводу высказывались самые разнообразные мнения —
от крайнего взгляда, согласно которому возможны все промежуточные
составы, до утверждения, что все образцы, имеющие промежуточные
составы, являются фактически механическими смесями диоктаэдрических
и триоктаэдрических компонентов. Химические и рентгепоструктурные
данные позволяют утверждать, что биотиты и лепидолиты могут иметь
в положениях У от 6 до 5 ионов, а состав их колеблется от идеального три-
октаэдрического до промежуточного между триоктаэдрическим и диокта-
эдрическим; литиевые мусковиты могут иметь в положениях Y от 4 до
5 ионов и состав от идеального диоктаэдрического до промежуточного
между диоктаэдрическим и триоктаэдрическим. Мусковиты и флогопиты
ограничены более четко, будучи соответственно диоктаэдрическими и три-
октаодрическими.
Различные слоистые минералы определяются по характеру их
обезвоживания. Кифер (Kiefer, 1949), характеризует обезвоживание четырьмя
температурами (см. табл. 3): началом обезвоживания (а), началом (б)

Группа слюды. Введение
17
Таблица 3
ТЕМПЕРАТУРА ОБЕЗВОЖИВАНИЯ СЛОИСТЫХ МИНЕРАЛОВ ПРИ НАГРЕВАНИИ, °С
(Kiefer, 1949)
Триоктаэдричеикие
Флогопит
Тальк
Антигорит
а
1120
900
590
б
1140
925
665
в
-1210
-1010
-750
г
1230
1030
800
Диоктаэдрические
Мусковит
Пирофиллит
Каолинит
а
765
640
430
б
785
690
490
а
905
780
750
г
940
850
730
и концом (в) быстрого обезвоживания и концом обезвоживания (г).
Теплоустойчивость у слюд больше, чем у слоистых минералов 1 : 1 (каолинит
и серпентин), и больше для триоктаэдрических, чем для диоктаэдрических
минералов данного типа (см. также De Vries, Roy, 1958). На устойчивость
оказывает также влияние размер иона в положениях У, так что, например,
флогопит или биотит устойчивее, чем манганофиллит, а монтмориллонит
устойчивее нонтронита (А1 на Fe+:)).
Оптические и физические свойства
Оптические свойства слюд колеблются в широких пределах, но все
слюды имеют отрицательный оптический знак и Np у них приблизительно
перпендикулярно совершенной спайности но @01). Большинство слюд
двуосны; 2V умеренный у диоктаэдрических и мал у триоктаэдрических
слюд, изредка последние одноосны. Двупреломление, как правило, очень
слабое в чешуйках по спайности, но сильное в поперечных разрезах.
Плеохроизм сильный в окрашенных слюдах с максимальной абсорбцией
для направления колебаний параллельно спайности. Б шлифах рельеф
тку сравнению с рельефом канадского бальзама у лепидолита и флогопита
низкий, но у других слюд умеренный до высокого. Плоскость оптических
осей в диоктаэдрических слюдах в основном перпендикулярна @10),
тогда как в других слюдах (за исключением некоторых биотитов со
структурой 2Mj) плоскость оптических осей параллельна @10). Все слюды могут
быть сдвойникованы по «слюдяному закону» с плоскостью двойникового
срастания {001} и двойииковой осью [3101; хорошо образованные
кристаллы часто обладают гранями {110} и поэтому имеют псевдогексагональные
очертания. Твердость по шкале Мооса для слюд в большинстве случаев
берется как среднее для направлений, параллельных плоскости спайности.
Значительная анизотропия твердости была отмечена Свитцером (Switzer.
1941), который для мусковита и биотита дает значения 2,5 и 4,0
соответственно параллельно и перпедикулярно @01). Анизотропия твердости
в различных направлениях на спайной плоскости обнаружена при помощи
точных определений (Bloss et al., 1959). Для фторфлогопита и мусковита
наибольшая твердость наблюдается в направлении, параллельном у,
а наименьшая — в направлении х. Твердость синтетических фторсодоржа-
щих слюд больше, чем твердость их природных гидратных аналогов,
а природные мусковиты тверже, чем изученные природные флогопиты
и биотиты. Анизотропия твердости в плоскости @01) может быть приме-
2 Ке 1263

18 Породообразующие минералы
нена при исследовании фигуры удара, которая используется для
определения ориентировки кристаллографических осей и их связи с оптической
ориентировкой. Удар тупым наконечником по спайной пластинке дает
шестилучевую фигуру удара, наиболее заметная линия которой
параллельна @10), а остальные линии располагаются под углами в 60°. Так, для
слюд 1М плоскость оптических осей параллельна одному из лучей удара,
тогда как для слюд 2Mj она делит пополам угол между лучами. Однако
этот метод может быть использован только на крупных чешуйках и в ряде
случаев не дает удовлетворительных результатов.
Пар
агенезис
Вопросы парагенезиса отдельных разновидностей слюд обсуждаются
в соответствующих разделах. Ниже приводится перечень основных пара-
генезисов слюд в магматических, метаморфических и осадочных породах.
Магматические породы
Мусковит: граниты и гранитные пегматиты
Флогопит: перидотиты
Биотит: габбро, нориты, диориты, граниты, пегматиты
Лепидолит и цшшвальдит: пегматиты и высокотемпературные жилы
Метаморфические породы
Мусковит, парагонит и биотит: филлиты, сланцы и гнейсы
Флогопит: метаморфизованные известняки и доломиты
Осадочные породы
Мусковит и парагонит: обломочные и аутигенные осадочные породы
Глауконит: глауконитовые пески
ЛИТЕРАТУРА
Amelinckx S., 1952. La croissance helicoidale de cristaux de biotite, Compt. Rend.
Acad. Sci. Paris, 234, 971.
В loss F. D., Shekarchi E., Shell H. R., 1959. Hardness of synthetic and
natural micas, Am. Mineral., 44, 33.
Brown G., 1951. Nomenclature of the mica clay minerals, in. X-ray identification
and crystal structure of the clay minerals, Min. Soc, Chap. Y, 155.
Burton W. K., Cabrera N., Frank F. C, 1949. The growth of crystals and
the equilibrium of their surfaces, Phil. Trans. Roy. Soc. London, Ser. A, 243,
299 (M. A. 12—312).
Dekeyser W., Amelinckx S., 1953. Le polytypisme des mineraux micaces
et argileux. Deuxieme partie: discussion et extension, Compt. Rend. XIX Congr.
Geol. Internat. Alger, 1952, facs. XVIII, 9 (M. A. 12-520).
DeVries R. C, Roy R., 1958. Influences of ionic substitution on the stability
of micas and chlorites, Econ. Geol., 53, 458.
Foster M. D., 1956. Correlation of dioctahedral potassium micas of the basis of
their charge relations. A contribution to geochemistry, U. S. Geol. Surv., Bull.
1036—D, 57.
Grim R. E., Bradley W. F., Brown G., 1951. The mica clay minerals, in
X-ray identification and crystal structure of the clay minerals, Min. Soc, Cha .
Y, 138.

Группа слюды. Введение 19
II а 1 1 i m о n el A. F., 1925. On the chemical classification of the mica group, I, The
acid micas, Mineral. Mag., 20, 305.
II a 1 1 i m о n d Л. F., 1926. On Die chemical classification of the mica group, II, Tim
basic micas, Mineral. Mag., 21, 25.
II a 1 1 i m о n d Л. F., 1927. Studies in the mica group, Am. Mineral., 12, 413.
Heinrich E. W., Levinson A. A., Lcvandowslii D. W., II e-
witt С. Н., 1953. Studies in the natural history of micas, University of
Michigan Engineering Research Institute project M. 978; final report.
Hendricks S. В., Jefferson M., 1939. Polymorphism of the micas, with
optical measurements, Am. Mineral., 24, 729.
Jackson W. W., West J., 1930. The crystal structure of muscovite, Zeit. Krist.,
76, 211.
Jackson W. W., West J., 1933. The crystal structure of muscovite, Zeit.
Crist., 85, 160.
К i e f e г С, 1949. Deshydration thermique des mineraux phylliteux, Compt. Rend.
Acad. Sci. Paris, 229, 1021.
К u n i t z W., 1924. Die Beziehungen zwischen der chemischen Zusammensetzung und
den physikalisch-optischen Eigenschaften innerhalb der Glimmergruppe, Neues
Jahrb., Bl. — Bd. 50, 365.
M a u g u i n, 1927. Etude des micas au moyens des rayons X, Compt. Rend. Acad. Sci.
Paris, 185, 288.
M a u g u i n, 1928. Etude des micas au moyens des rayons X. Bull. Soc. Franc. Min.,
51, 285.
P a b s t A., 1955. Redescription of the single layer structure of the micas, Am.
Mineral., 40, 967.
Pauling L., 1930. The structure of micas and related minerals, Proc. Nat. Acad.
Sci. U. S. A., 16, 123 (M. A. 4—368).
Radoslovich E. W., 1960. The structure of muscovite, KAl2Si3A1010 (OHJ, Acta
Cryst., 13, 919.
Сердюченко Д. П., 1948. О химической конституции и классификации слюд,
Докл. АН СССР, нов. сер., 59, № 3, 545—548.
Smith J. V., Y о d e r II. S., 1956. Experimental and theoretical studies of the
mica polymorphs, Mineral. Mag., 31, 209.
Tolansky S., 1945. The topography of cleavage faces of mica and selenite, Proc.
Roy. Soc. London, ser. A, 184, 51.
V о 1 k G. W., 1939. Optical and chemical studios of muscovite, Am. Mineral., 24, 255.
W i n с h e 1 1 A. N., 1932. The lepidolite system, Am. Mineral., 17, 551.
W i n с h e 1 1 A. N., 1935. The biotite system, Am. Mineral., 20, 173.
Winchell'A. N., 1942. Further studies in the lepidolite system, Am. Mineral.,
27, 114.
* 3 в я г и н Б. В., 1961. К теории полиморфизма слюд, Кристаллография, 6,
№ 5.
* Дополнения редактора.

Мусковит
K2Al4[Si6Al2O20](OH, FL
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np
Nm
Ng
Ng —Np
— 2V
Np:z
Nm : x
Ng=i/; ил. о. о.
Дисперсия
УД- в.
Тв.
Спайность
Двойниконание
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
1,552 — 1,574
1,582—1,610
1,587 — 1,616
0,036—0,049
30—47°
0 — 5=
1 — 3=
1 @10)
2,77—2,88
2,5 — 3
По @01) совершенная
Плоскость длойпикового срастания @01), двойниковая ось
[310]
Бесцветный или светло-зеленый, красный или бурый;
в шлифах бесцветный
Слабый; большая абсорбция для направления колебаний
в плоскости спайности
Наиболее обычная полиморфная разновидность имеет:
а 5,19, Ь 9,04, с, 20,08 А, Р 95°30'
Z = 2. Пространственная группа С2/с
Нерастворим в кислотах
Мусковит — одна из наиболее распространенных слюд; он
встречается в самых различных условиях. Электро- и термоизоляционные свойства
обусловливают важное промышленное значение мусковита; кроме того,
большое значение имеют совершенная пластинчатая спайность и
механическая прочность спайных слоев. Мусковит и флогопит — наиболее
прозрачные слюды; они почти не содержат железа и обладают хорошими
электроизоляционными свойствами. Они часто встречаются в виде крупных
блоков (пачек), в которых площадь спайной поверхности служит
основным фактором их оценки; важно, кроме того, отсутствие в слюде дефектов
и включений (главным образом окислов железа). Название «мусковит»
происходит от термина «московское стекло», который использовался для
обозначения этого минерала, вывозившегося из «Московии». В качестве
синонимов слова «мусковит»можно отметить такие названия, как «адамсит»,
«слюда золотого цвета» (cal gold), «кошачье серебро» (cat silver),
«обыкновенная слюда», «дидимит» и «исинглас». Целесообразность этих терминов
сомнительна; ряд названий, например «фенгит», «фуксит» и т. д.,
используется для обозначения разновидностей мусковита, которые по своему
химическому составу отличаются от идеального состава, формула
которого приведепа выше. Такие термины, как «иллит», «гидромусковит», «сери-

Мусковит 21
цит» и т. д., употребляются для обозначения менее определенных
разновидностей; они рассматриваются ниже, а также в разделах, посвященных
глинистым минералам.
Структура
Слюды вообще дают ряд полиморфных форм, но большинство
образцов мусковита встречается главным образом в той форме, структура
которой определена Джексоном и Уэстом (Jackson, West, 1930, 1933).
Элементарная ячейка мусковита — моноклинная с а 5,19, Ъ 9,04, с 20,08А,
|3 95°30'; пространственная группа С2/с, Z = 2. Одна четверть тетраэдри-
ческих положений занята А1, а три четверти — Si, однако данных об
упорядочении Si — А1-распределепия еще недостаточно. Изучение структуры
мусковита (Gatineau, Mering, 1958), основанное на анализе соотношения
интенсивностой только рефлексов 00/, показало, что параметры z атомов
в элементарной ячейке несколько отличаются от соответствующих
параметров для идеальной структуры. Это свидетельствует о том, что атомы Si
и А1 в тетраэдрическом компоненте лежат в различных плоскостях,
параллельных @0/); плоскость атомов Si лежит на 0Д2А ближе к центральной
октаэдрической плоскости атомов А1. Внутренние кислородные и гидро-
ксильные плоскости также, по-видимому, разделяются на две с
расстоянием между пими 0,06А. В центральном октаэдрическом слое две трети
положений занято А1, а остальная треть остается вакантной. Положения
двенадцатикратной координации между совокупными слоями полностью
заняты ионами К, а упаковка последовательных слоев соответствует в этом
случае полиморфной разновидности 2Mj (см. стр. 12). Для идеальной
структуры рефлексы 06/ с нечетным / должны были бы отсутствовать, и тот факт,
что у мусковита некоторые рефлексы этого типа обладают заметной
интенсивностью, указывает, что структура имеет значительные искажения;
однако детальные исследования еще не проводились **. В литиевых
мусковитах, где вакантные октаэдрические положения частично заняты, эти
рефлексы более слабые, а на порошковых рентгенограммах биотита и
флогопита, у которых октаэдрические положения целиком заполнены, они
еще слабее. Поэтому создается впечатление, что искажения уменьшаются
с увеличением степени триоктаэдричности. О наличии искажений в
структуре мусковита свидетельствует далее величина f> = 95°30' (отличающаяся
от значения р = 94°55' для идеальной структуры). Искажения мусковита,
по-видимому, являются причиной того, что он имеет последовательность
наложения слоев в его структуре, характерную для модификации 2МЬ
а не какой-либо другой модификации, и что для него редко наблюдаются
неупорядоченные наложения слоев, столь характерные для других слюд.
В последних случаях приближение каждого слоя к тригональной
симметрии делает любые альтернативные положения для соседних с ним слоев
в равной степени благоприятными.
Полиморфизм в природном мусковите изучен детально. Хендрикс
и Джефферсон (Hendricks, Jefferson, 1939) исследовали 20 мусковитов;
все образцы имели структуру 2Mj. По данным Хейнриха с соавторами
* Общие особенности структур всех слюд описаны па стр. 10.
** См., однако, Radoslovich E. W., 1960, Acta Cryst., 13, 919.

22 Породообразующие минералы
(Heinrich, 1953), большинство изученных ими образцов имело структуру
2Md, а из образцов с более высоким, чем нормальное, содержанием Si
большая часть имела структуру 2М4, а несколько образцов — структуру
ЗТ *. Пять мусковитов, описанных Смитом и Йодером (Smith, Yoder,
1956), имели структуру 2М4, а структура одного образца, который,
согласно первоначальным данным, имел трехслойную моноклинную ячейку
(Axelrod, Grimaldi, 1949), оказалась ЗТ (этот образец был также описан
как ЗН). Йодер и Эйгстер (Yoder, Eugster, 1955) синтезировали
мусковиты 1М (параметры элементарной ячейки: а 5,208, b 8,995, с 10,275Л,
Р 101°35'), IMd (неупорядоченная структура) ii2Mi; они отметили
существование типов 1М и IMd в природе, главным образом в тонкозернистых
образцах из осадочных пород и метаморфических пород низкой ступени.
Эти типы описаны в основном как серициты, иллиты и гидромусковиты
и часто представлены смесью мусковита 1М с другими полиморфными
разновидностями и/или с монтмориллонитом. Различные полиморфные
разновидности мусковита дают характерные порошковые
рентгенограммы. Тип IMd отличается от типа 1М отсутствием на порошковой
рентгенограмме рефлексов hkl. Для определения полиморфных разновидностей
наиболее полезна часть порошковой рентгенограммы в интервале
межплоскостных расстояний между 4,4 и 2,6 A (Grim et al., 1951). Литиевые
мусковиты, как правило, кристаллизуются в полиморфной разновидности
2М1; однако при содержании лития, превышающем примерно 3,3%
(лепидолиты; см. стр. 102), образуются структуры 1М, 2М2 и ЗТ. Марганцевые
мусковиты имеют структуру 1М (Heinrich, Levinson, 1955b).
Теоретически возможные простые полиморфные рзновидности 2 — О и 6 — Н не
наблюдались. Влияние различных ионных замещений (Al, Fe, Mg, Ti)
на параметр Ъ элементарной ячейки, а также на относительную
интенсивность базальных рефлексов описано на стр. 14.
Химизм
Для мусковита храктерны следующие основные изоморфные
замещения:
К может замещаться Na, Rb, Cs, Ca, Ba
Октаэдрический А1 замещается Mg, Fe+2, Fe, Mn, Li, Cr, Ti, V
(ОН) может замещаться F
Соотношение кремнекислоты и глинозема (Si0Al2) может
изменяться до (Si7Al)
Мусковиты, окрашенные в розовый цвет (розовые мусковиты), имеют
состав, близкий к идеальному, с низким содержанием Ми и Li и
содержанием общего Fe, обычно более низким, чем содержание Мп. Разновидности
мусковита, образующиеся в результате различных замещений, описаны
ниже, но некоторые замещения и комбинации замещений так отражаются
на химических составах и структурах, что минералы уже не могут быть
отнесены к мусковиту; подробно эти вопросы рассматриваются в разделах,
посвященных другим слюдам.
* Символ «Т» здесь обозначает упаковку слоев с тригональной симметрией
(см. стр. 12), тогда как другие авторы используют букву Т для обозначения триклип-
ных полиморфных разновидностей.

Мусковит 23
В небольших количествах встречаются Са, Rb и Cs. Замещение К
этими элементами, видимо, не вызывает отклонений от нормальной муско-
витовой структуры. Na редко присутствует в больших количествах (в
среднем содержание Na около 1% Na2O, т. е. приблизительно 12% натровой
«молекулы»), но при преобладании Na для обозначения минерала
используется название парагонит; последний рассматривается как
самостоятельный минеральный вид (Schaller, Stewens, 1941). Оптические
свойства парагонита сходны с оптическими свойствами нормального мусковита,
а структура парагонита 21^ — наиболее обычная структура мусковита.
Экспериментальные данные, полученные Эйгстером и Йоде ром (Eugster,
Yoder, 1955), указывают, что предел растворимости парагонита в
мусковите [24 мол.% при 30 000 фунт/кв. дюйм (~2100 кг/см2)] достигается
при 660° С. В структуре 2М4, по-видимому, размещается небольшое
количество Ва, замещающего К; мусковиты со значительным содержанием Ва
редки и известны под названием эллахеритов. Рентгеноструктурные
исследования эллахерита (табл. 5, анал. 5) с 9,89% ВаО показали, что он имеет
структуру 1М (Heinrich, Levinson, 1955). Однако упомянутый случай
является единственным рентгеноструктурным определением и другие
описанные в литературе «эллахериты» могут быть бариевыми биотитами.
В нормальных мусковитах 2Mt замещение октаэдрического алюминия
ванадием невелико. Однако ванадий может входить в структуру в гораздо
больших количествах; об этом свидетельствует существование минерала
роскоэлита, который может содержать до 17% V2O3. Подсчет атомных
отношений на основании анализов показыает, что ванадий и ок.таэдрический
алюминий вместе составляют 4 атома на формульную единицу. Роскоэлит,
изученный рентгенографически, имеет структуру 1М (Heinrich, Levinson,
1955) и содержит более 15% V2O3. По-видимому, роскоэлит и эллахерит
являются самостоятельными химическими и структурными видами и
полная смесимость между каждым из этих минералов и мусковитом
отсутствует. Однако окончательные выводы не могут быть сделаны, поскольку
изучено слишком мало образцов.
Мусковиты часто содержат от 2 до 4% Fe2O3, а некоторые
характеризуются таким же высоким содержанием FeO; обычно это связано с
высоким содержанием SiO2. Большинство мусковитов содержит менее 1% МпО,
однако описаны фиолетовые и голубые образцы с содержанием около 2%
МпО (Escola, 1914). Рентгеноструктурное изучение одного такого образца
показало, что он является полиморфной разновидностью 1М (Heinrich,
Levinson, 1955), которая не характерна для диоктаэдрической слюды,
яа исключением фенгитов, серицитов и пр. (см. ниже). Мангано-бариевый
мусковит с 3,49% МпО и 4,14% ВаО (Hirowatari, 1957) имеет структуру
2Mt с а 5,25, b 9,10, с 19,90А, р 95°40'. В мусковитах, как правило,
присутствуют только следы хрома, однако известны хромовые мусковиты,
содержащие до 6% Сг2О3; такие мусковиты обычно называются фукситами или
марипозитами. Считается, что термин «марипозит» излишний и что хром-
содержащие калиевые слюды с более чем 1% Сг2О3 должны называться
фукситами. Слюды, называемые марипозитами, характеризуются высоким
содержанием SiO2 и, таким образом, могут рассматриваться как хромовые
фенгиты. Фуксит имеет такую же структуру, как мусковит с элементарной
ячейкой 2Mj (Whitmore et al., 1946). Слюды с высоким содержанием лития,
так называемые лепидолиты, описаны как самостоятельный минеральный
вид. В структуру мусковита 2Mt может входить до 3,5% Li2O без ее
изменения (такие слюды называются литиевыми мусковитами), но рефлексы
ОЫ с нечетным / являются при этом более слабыми, указывая на меньшую

24 Породообразующие минералы
степень искажения структуры. Возможно, что Li предпочтительнее
занимает вакантные октаэдрические положения, чем замещает А1, как это
происходит в лепидолитах, которые имеют более высокое содержание
Li и не кристаллизуются в форме 2Mt.
Среднее содержание F в природном мусковите около 0,6%; наиболее
высокое из отмеченных содержаний достигало 1,28% (Lokka, ■1943).
Осуществлен синтез фтормусковитов (Eilel, 1954), у которых все ионы (ОН)
замещены фтором; эти минералы дают порошковые рентгенограммы
мусковита 1М (Yoder, Eugster, 1955). Содержание фтора, как правило,
увеличивается с увеличением содержания лития.
Серицит —• термин, который используется для обозначения
тонкозернистой белой слюды (мусковита или парагонита) *. Серициты не всегда
отличаются по своему химическому составу от мусковита, хотя они часто
характеризуются высоким содержанием SiO2, MgO и Н2О и низким
содержанием К2О. Тонкозернистые образцы, которые отличаются от мусковита
по содержанию некоторых или всех вышеперечисленных составляющих,
могут быть классифицированы как фенгиты, гидромусковиты или иллиты
(см. ниже).
Название фенгит применяется для обозначения мусковитов, у
которых отношение Si : А1 больше, чем 3 : 1; а обычно увеличение содержания
Si сопровождается замещением А1 в октаэдрических положеиях на Mg
или Ге+2. Шаллер (Schaller, 1950), используя выборочные анализы
серицитов, проиллюстрировал это изменение от мусковита к конечному
члену — лейкофиллиту, K.2Al2Mg2Si802o(OHL, в котором (Al, Mg) замещает
2А1, a Si замещает (Si, Al). Марипозит представляет собой разновидность
фенгита с высоким содержанием Сг (хотя и не таким высоким, как у фук-
сита), а термин алургит употребляется для обозначения фенгитов с
заметным содержанием Мп. Однако алургит (с 1,53/МпО), описанный Билграми
(Bilgrami, 1956), наряду с высоким G,42%) содержанием MgO содержал
меньше SiO2, чем фенгит. Среди фенгитов наиболее часто встречается
полиморфная разновидность ЗТ, однако известны разновидности 2Mt и 1М.
Удовлетворительной зависимости между составом или условиями
образования фенгитов и наличием у них той или иной полиморфной
разновидности не установлено.
Гидромусковит имеет высокое содержание Н2О и низкое содержание
К2Оидает полиморфные разновидности ЗТ, 1М, lMd и 2Mt. Имеющиеся
факты, подтверждают, что в ионах, замещающих К+, присутствует
дополнительный водород (Н3О)+. Инох^да отмечается также присутствие здесь MgB
больших количествах, чем в нормальном мусковите; частично он
встречается в виде обменного катиона (Foster, 1951), хотя и может занимать
октаэдрические положения BMg замещают К, А1). Способность Mg к обмену можно
объяснить небольшими размерами зерен, и, следовательно, большим
количеством ненасыщенных поверхностных валентностей (Yoder, Eugster,
1955). Волокнистый магнезиальный гидромусковит, названный гюмбе-
литом, был изучен Аруйя (Aruja, 1944). Он имеет примерную формулу
(К, H2OJ(Al3Mg)Si6Al2O18(OHN и кристаллизуется в форме 2М4.
Термин иллит, по-видимому, наименее определенный; обычно он
применяется для обозначения слюдистых минералов (см. раздел «Глинистые
минералы»), но нередко и для обозначения переслаивания слоев слюды
и слоев глинистых минералов. Химические анализы обнаруживают неко-
* Материал, описанный в поле как серицит, иногда в действительности
оказывается пирофиллитом.

Мусковит
25
Таблица 4
ОСНОВНЫЕ ЗАМЕЩЕНИЯ В СТРУКТУРЕ МУСКОВИТА
(а)
(а)
(б)
(в)
(в)
(а)
(б)
(б) |
(б)
(«)
Мусковит
Парагонит
Эллахерит
Гидромусковит
Литиевый
мусковит
Лепидолит
Роскозлит
Фуксит
Марипозит
Марганцевый
мусковит
Алургит
Фенгит
К
замещается
Na
Ва
(И3О)+
—
—
—
—
—
—
—
—•
Октаядриче-
ский А1
замещается
_
—
—
' —
Li
Li
V
Сг
Сг
Мп
Мп
Mg или Fe+2
Тетраодри-
ческий А1
замещается
—
—
—
Si
Si
—
—
Si
—
Si
Si
(а) Самостоятельный минеральный вид.
(б) По-видимому, самостоятельный минеральный вид.
(в) Твердые растворы с чистым мусковитом.
торое замощение А1 на Si, обусловливающее высокое отношение Si : А1,
сопровождающееся дефицитом К. Это может быть случай твердых
растворов в структуре мусковита; однако возможно наличие смешаннослойной
мусковит-монтмориллонитовой структуры.
Среди образцов, описанных как иллиты, определено четыре
полиморфные разновидности, упомянутые выше для гидромусковита.
Основные замещения в структуре мусковита сведены в табл. 4; в табл. 5
приведены типичные анализы чистых мусковитов и их разновидностей *.
При разложении мусковита путем нагревания на воздухе вплоть до
1000° С не происходит значительных изменений в его структуре. По
данным Цвеча (Zwetsch, 1934), при 1050° С образуются a-глинозем, р-глино-
зем и лейцит; другие авторы сообщают об образовании шпинели, а выше
1100° С—муллита. Шерер и Боуэн (Schairer, Bowen, 1955) изучали систему
К2О — А12Оз ■— SiO2 в равновесных условиях; таким образом, фазы,
полученные ими, не соответствовали фазам, о которых сообщали другие
авторы (см., например, выше), имевшие дело с неравновесными условиями.
В пластинке мусковита при давлении водяного пара 100 атм, 315° С
и рН 11—11,5 развивались небольшие кристаллы диаспора, бёмита,
гематита и шпинели (Holser, 1956). Мусковит сравнительно легко разрушается
при растирании (Mackenzie, Milne, 1953); это изменение,
сопровождающееся увеличением емкости поглощения, может быть прослежено на
порошковых рентгенограммах. Йодер и Эйгстер (Yoder, Eugster, 1955)
опровергли данные Маккензи и Милна о перекристаллизации после дли-
* Цветков и Вальяшихина (Цветков А. И., Вальяшихина Е. Т., 1956. Тр. ИГЕМ,
4, Матер, по термин, анализу) показали, что значение Н2О в анализах слюд часто
ошибочно. При растирании слюды в ступке она поглощает много воды. Правильны
только те анализы, которые проводились на материале, настроганном ножницами.—
Прим. ред.

SiO2
TiO2
A12O3
Cr2O3
Zn2od
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
RboO
Gs2t)
Li2O
F
H2O+
н2о-
Oi-F
Сумма
Np
Nuri
Щ
-2V
Уд. в.
Si
Al
Al
Ti
Cr
J'e+3
Zn
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Ba
Na
К
Rb
Cs
H3O
F
OH
1
45,87
38,69
—
Сл.
Сл.
0,10
Сл.
—
0,64
10,08
0,00
4,67
—
100,05
0,00
100,05
1,5595
1,5930
1,5991
45°38'
2,84
ХИМИЧЕСКИЙ
2
45,24
0,01
36,85
0,09
0,02
0,12
0,08
0,00
0,64
10,08
0,93
0,20
0,49
0,91
4,12
0,46
100,24
0,38
99,86
—.
1,586
1,589
46°
—
Количества ионов
6,093 а \
1,907 J 8
3,975 1
—
—
—
—
0,020
■ 4
— J
—
—
0,164
1,706
1
4,136 } 4
,00
,00
,87
,14
6
1
3
0
0
0
0
0
0
1
0
0
0
3
,050 
,950 J8'
,860 1
j
-
,093
- М-
,002
,014
,022
,264
—
—.
,166
,720
,080
,012
1
,385 1
>4,
в
00
26
98
06
СОСТАВ МУСКОВИТА
з
46,01
0,00
35,64
0,13
0,00
0,09
0,04
1,12
1,88
8,19
1,20
0,20
0,69
0,54
4,65
0,08
100,46
0,23
100,23
—
—
2,865
пересчете на
6,090-1
1,910 J °'
3,649
0,013
0,010
0,008
0,366
4
0,159
—
0,476
1,384
0,102
0,012
2
0,113 1
4,106
•
24
00
05
13
22
4
46,77
0,21
34,75
—
0,71
„
0,77
0,92
0,13
0,13
0,47
10,61
0,05
—
0,02
0,16
4,48
—
100,18
0,07
100,11
1,555
1,589
1,590
15°
2,82
(О, ОН, F)
6,210 I
1,790 J8'
3,650 1
0,021
0,071
0,085
0,182
•4
0,005 J
0,018 1
0,006
0,121
1,800
—
1
0,067 |
Т
00
01
95
04
голица
5
5
41,37
32,64
1,84
1,84
0,62
1,55
0,36
9,89
1,51
6,33
—
—
—
—
4,05
—
100,16
—
100,16
Средний пока-
5
2
3
0
0
0
0
0
0
1
3
затель
преломления
1,59
—
—
,912-1
,088 J S'
,412 -
—
—
,194
,075
,330
•4,
I
,055
,554
,419
,154
—
—
2
— )
,861 .
Г3'
00
01
18
86
1. Мусковит (прозрачный кристалл без дефектов), район Метьюэн, Онтарио[(Hurlbut, 1956).
Аналитик Ф. А. Гонье: а 5,18, Ь 8,99, с 20,01А, 0 96°. Структура 2Mi.
2. Розовый мусковит, пегматит Питтлит, Рокайда. Ныо-Мсксико (Heinricli, I.evinson, 1953).
Аналитик И. X. Ослунд. Структура 2Мх.
3. Розовый мусковит, пегматит Варутреск, Швеция (Borggren, 1940). Аналитик Т. Всрггрен;
редкие щелочи спектрографически определены К. Г. Линдквистом. Структура 2Mi.
4. Белый мусковит из метасоматической жилы в гранодиорите, бассейн Салтен, округ Снохо-
миш, Вашингтон (Axelrod, Grimaldi, 1949). Структура ЗТ.
5. Розовый Оариевый мусковит (эллахерит), Франклин, Нью-Джерси (Bauer, Berman, 1933).
Аналитик Л. X. Бауэр. Структура 1М.
а Количества ионов в атом случае подсчитаны ямпирически с использованием удельного веса
и объема элементарной ячейки.

Таблица 5 (продолжение)
SiO2
TiO2
A12O3
-Cr2O3
ZnO 3
FeO
MnO
MgO
€aO
BaO
Na2O
K2O
Rb2O
Cs2O
Li2O
F
H9O1"
н2о~
O = F
Сумма
Np
Nm
Ng ■
-2V
Уд. в.
6
44,4
2,1
31,7
2,1
2,3
0,05
0,7
0,1
1,1
10,7
—
—
4,7
—
99,95
—
99,95
1,566
1,597
1,602
38°
2,85
7
45,97
,
31,67
4,81
2,56
0,53
—
0,31
0,15
1,03
9,07
—
.—
3,48
0,51
100,09
—
100,09
1,602
1,603
36°
2,88
8
46,30
0,00
33,08
—
0,00
1,20
0,28
0,14
0,00
—
0,63
10,09
1,37
0,41
1,80
2,06
3,06
0,34
100,76
0,87
99,89
—
2,803
9
49,16
—
30,81
—
—
—
1,43
2,22
—
0,48
10,90
—
—
4,73
0,15
100,07
—
100,07
_
10
56,00
23,52
0,78
3,30
0,51
—
2,12
0,37
—
2,72
7,03
—
—
3,52
—
99,87
—
99,87
1,624
Небольшой
—
Si
Al
Al
Ti
Cr
Fe+з
Zn
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Ba
Na
К
Rb
€s
(H3O)
F
OH
Количества ионок в пересчете на 24 (О, ОН, F)
6,033
1,967
3,113
0,172
0,226
J-8,00
0,261
0,006
0,142
— J
0,015
3,92
0,290
1,856
2,16
4,262 }4'2G
6,268
1,732
3,360
0,518
0,262
0,061
0,063
0,022
0,272
1,578
3,00
■4,26
6,270 ~|
1,730 }8'00
3,552 1
1,87
3,166
}•■
17
0,136
0,032
0,028
0,980 3
0,166
1,742
0,118
0,024
0,882
2,766
■4,73
2,05
3,65
6,536
1,464
3,365
8,00
0,159
0,440
j
3,96
0,124
1,850
4,196
1,97
о',579 J8'00
3,096 -1
0,081
0,330
0,057
■3,98
0,419
___ J
0,053
0,700
1,190
3,112
1,94
5,11
10.
Изумрудно-зеленый фуксит из кварцевого конгломерата в ставролитовой зоне
метаморфизма, район Акуорт, Нью-Гэмпшщ) (Clifford, 1957). Аналитик Дж. Ито.
Фуксит (хромовый мусковит), Пойнт-ду-Буиз, МапитоОа (Whitmore etal., 1946). Аналитик
Д. Р. И. Уайтмор; а 5,20, Ь 9,05, с 20,01 А, р 95°. Структура 2Mi.
Серый «лепидолит» из пегматита Варутреск, Швеция (Berggren, 1940L Аналитик Т. Берг-
грен; редкие щелочи спектрографически определены К. Г. Линдквистом. Структура 2Мь
Желтый серицит, Амелия. Виргиния (Schaller, 1950). Аналитик Р. И. Стивене. (Кроме
того, в анализе 0,19% других компонентов.)
Марипозит, рудник Росс, Район Хислоп, Онтарио (Moore, 1936). Аналитик Мурхауз.

SiO2
TiO2
A12O3
Cr2O3
Fe2Os
ZnO'
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
Rb2O
Cs2O
Li2O
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nin
Ng
-2V
Уд.в.
11
51,22
0,53
25,91
—
4,59
1,70
—
2,84
0,16
0,17
6,09
—
—
—
7,14
—
100,35
100,35
—
—
1,588
5°
—
12
53,3
0,01
26,0
—
2,5
—
—
4,4
0,2
—
0,3
8,3
—
—
—
—
5,7
—
100,71
100,71
—
—
—
—
—
Tat
13
48,42
0,87
27,16
—
6,57
0,81
—
Сл.
Сл.
—
0,35
11,23
—.
—
—
Сл.
4,31
0,19
99,91
99,91
—
—
—
—
—
i лиц а 5 (продолжение)
14
46,17
1,17
15
45,49
0,89
33,85 1 37,51
—
0,99
0,99
Сл.
1,44
0,00
1,08
9,60
—
—
—
—
Сл.
—
0,00
0,00
0,20
0,50
—
1,72
8,86
—
—
—
4.52 4,92
0,07
«99,75»
—
100,09
«99,75» 100,09
—
—
—
—
— | 1,600
—
30-40°
—
Si
Al
Al
Ti
Cr
Zn
Fe+a
Mn
Mg
Li
Ca
Ba
Na
К
Rb
Cs
(H3O)
F
OH
Количества ионов в пересчете на 24 (О, Oil, F)
6,885
1,115
2,868 1
0,001
0,243
8,00
3,82
0,709
— J
0,026
0,074
1,370
4,918
1,47
4,92
6,597
1,403
2,959
0,089
0,672
0,091
0,092
1,952
8,00
3,81
2,04
3,916
}з,92
00
6,151 1
1,849 J 8'
3,467
0,107
0,100
- И,07
0,110
0,285
j
5,958
2,042
3,750 1
0,087
0,278
1,632
4,018
1,91
4,02
3,00
j-3,88
0,039
— J
0,070
0,436
1,482
4,300
1,99
i,30
11. Гидромусковит (тонкоколлоидная фракция) из пенсильванского глинистого сланца, округ
Вермильон, Иллинойс (Grim et al., 1937). Формула дана согласно Брауну и Норришу
(Brown, Norrish, 1952).
12. Иллит, Сент-Остелл, Корнуэлл, (Levinson, 1955). Анализ произведен в лаборатории
фирмы «Инглиш клейс, Ловеринг Почин и Ко».
13. Мусковит из глинистого сланца низкой ступени метаморфизма, Морар, графство
Инвернесс (Lambert, 1959), Аналитик Р. Дж. Ламберт. (Нокколдс и Аллен определили Ga 25,
Cr 30, V 85, LI 30. Ni 15, Co 7, Zn 15, Sr 10, Ba 650, Rb 1750 ч. на млн.)
14. Мусковит из гранат-слюдистого сланца средней ступени метаморфизма, Морар, графство
Инвернесс (Lambert, 1959). Аналитик Р. Дж. Ламберт. (Нокколдс и Аллен определили
Ga 22, Сг 50, V 100, Li 40, Sc 10, Sr 125, Pb 20. Ba 1800, Rb 1000 ч. на млн.)
15. Мусковит из силлиманитовой зоны, оаеро Хаммерслей, округ Датчесс, Нью-Йорк (Barth,
1936). Аналитик Т. Ф. У. Барт. (Пересчитано после вычитания 7% силлиманита и 2% кварца.>

Мусковит 29
тельного размалывания *. Кривые дифференционного термического
анализа мусковитов различны, поскольку они в значительной степени
зависят от физического состояния (особенно от размера зерен) образцов.
Грубозернистые мусковиты не дают эндотермического пика при высокой
температуре, тогда как тонкозернистые землистые образцы обнаруживают
небольшой пик, соответствующий потере адсорбированной воды ниже
200° С. Эндотермический пик, иногда обнаруживающийся при 800—
900° С, соответствует потере структурной воды; за ним могут следовать
экзотермические пики при различных температурах в зависимости от
характера продукта перекристаллизации (лейцит, y~A12O3, шпинель
и т. д.). Кривые дифференциального термического анализа для иллитов
обсуждаются в разделе, посвященном описанию глинистых минералов;
гидромусковиты дают сходные результаты. Разложение мусковита в
кислотах происходит между 300 и 400° G, но процессу мешает избыток КС1,
поэтому синтезу мусковита из растворов А1(ОНK, SiO2 и КС1 при 400° С
благоприятствует высокая концентрация KG1 (Gruner, 1939, 1944).
Мусковит был также синтезирован из каолинита в присутствии избытка KG1
в кислом растворе (Gruner, 1939, 1944), а среди глинистых минералов,
полученных при нагревании полевых шпатов и других алюмосиликатов
в воде, насыщенной СО2, при 300° С присутствовал серицит. По данным
Мори и Чена (Morey, Chen, 1955), на поверхности ортоклаза,
подвергавшегося в течение 103 дней воздействию водяного пара при 350° С
и 5000 фунт!кв. дюйм (~350 кг/смг), образовались мусковит 1М и бёмит;
мусковит образовался в сходных условршх на поверхности альбита, но
только с 0,20% К2О.
Гидротермальный синтез мусковита осуществлен при использовании
самых различных исходных материалов с составами, лежащими в
пределах системы К2О — А12О3 — SiO2 — Н2О (Yoder, Eugster, 1955). Это
могли быть самые различные материалы: синтетические минералы,
природные проанализированные минералы (например, каолинит), стекла состава
калиевого полевого шпата, синтетические стекла состава обезвоженного
мусковита и разложившийся природный мусковит (тонкозернистые
мусковиты из глин и крупные кристаллы, структура которых известна).
Полученные продукты были подвергнуты рентгеноструктурным исследовапиям
и изучению под электронным микроскопом. Было обнаружено, что
мусковит во всех случаях образовался в одинаковых Р — Г-условиях.
Верхний предел устойчивости мусковита представлен кривой (фиг. 7), выше
которой устойчивыми фазами яляются санидин, корупд и водяной пар.
Были синтезированы полиморфные разновидности 2М, 1М и lMd, но
пределы устойчивости каждой из них могут быть определены только
качественно. Полиморфная разновидность lMd получена в опытах,
проводившихся при самой низкой температуре и наиболее быстро. При более
высокой температуре образовывалась форма 1М, а при наивысшей
температуре — 2М; это указывает на порядок увеличения устойчивости при
высоких температурах. В дальнейшем этот вывод подтвердился: при
нагревании мусковиты ЗТ и 1М перешли в мусковит 2М, хотя полиморфная
разновидность 2М, как правило, существует при низких температурах,
свидетельствуя об очень медленной инверсии. Йодер и Эйгстер
определили кривую равновесия для реакции мусковит + кварц ^ калиевый
полевой шпат + силлиманит + пар, которая проходит только на 15° С
ниже кривой распада мусковита. По этой реакции частично происходит
* См. цитированную выше работу Цветкова и др. — Прим. ред.

Or
Ms«+C
АЪ
Or 610>T3>660°C АЬ
Or
7> 600'G
АЪ
Or
TS-SOO°C
Ab
Ф и г. Г). Минеральные ассоциации в системе NaAlSi3O8—KAlSi3O8— A12O3—
Н^О при различных температурах и давлении воды 30 000 фунт/кв. дюйм
(-2100 кг/см2).
Водосодердаащие фазы спроектированы на плоскость альбит — калиевый полевой
шпат — корунд (Eugster, Yoger, 1955). С — корунд; F — полевой шпат; Or —
калиевый полевой шпат; АЪ — альбит; Ms — мусковит Ря — парагонит; ss —
твердый раствор.

Мусковит
разложение мусковита в природе, однако могут иметь место и другие
реакции распада мусковита и образования полевого шпата; кроме того,
наличие химических замещений в природных мусковитах может обусловливать
значительные различия в условиях распада. Опубликованы
предварительные данные по исследованию системы KAlSi3O8 — NaAlSi3O8 —
AI2O3 — Н2О (Eugster, Yoder, 1955); минеральные ассоциации этой
системы приведены на фиг. 5. Мусковит рассматривается как один из
минералов, наиболее устойчивых к выветриванию, однако иллиты изменяются
легко. При выветривании мусковит превращается через иллит и
гидромусковит в монтмориллонит и в конечном счете в каолинит вследствие
потери калия и увеличения содержания воды и кремнезема; однако пе
установлено, сопровождается ли это изменение непрерывной структурной
перестройкой. Фтормусковит синтезирован (Eitol, 1952; Yoder, Eugster, 1955),
но поле его устойчивости не определено.
Оптические и физические свойства
Все мусковиты оптически отрицательны, но их светопреломление, дву-
преломление и 2V изменяются в зависимости от химических и структурных
различий. Показатели преломления в основном колеблются в пределах,
Таблица 6
ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МУСКОВИТОВ, ФУКСИТА И РОСКОЭЛИТА
Np
Nm
Ng
Ng —Np
-2V
Пл. о. о.
Плеохроизм
no Np
no Nm
no Ng
Нормальные
мусковиты
1,552—1,574
1,582-1,610
1,587-1,616
0,036—0,049
30—47°
1 @10)
—
—

Розовые

мусковиты
1,555
1,586
1,592
0,037
45°
_L @10)
—
—
—

Литиевые

мусковиты
1,532
1,552
1,556
0,024
34°
А. @10)
—
—
—
Фуксит
1,559—1,569
1,593—1,604
1,597—1,611
0,035—0,042
30—46°
± @10)
Голубой

Желто-зеленый
Зеленый
Роскоэлит
1,610
1,685
1,704
0,094
24,5—39,5°
—
Зелено-бурый
Оливково-зе-
леяый
Оливково-зе-
леный
указанных в колонке 1 табл. 6, однако указывались такие низкие
значения, как 1,542, 1,578 и 1,579 для Np, Nm и Ng соответственно. 2Vb
большинстве случаев колеблется от 30 до 47°, но слюды со структурой ЗТодно-
осны, а у многих фенгитов 2V колеблется от 0 до 20°. Плоскость
оптических осей у большинства мусковитов перпендикулярна @10) с Ng = т/,
Np : г = 0-20°, Nm : x = 1-3°.
Показатели преломления розовых мусковитов ниже, чем средние
значения показателей преломления для всех мусковитов, а угол 2V у них
выше. Это соответствует общей зависимости, наблюдающейся у всех
мусковитов, т. е. увеличению светопреломления (и двупреломления) с уве-

32 Породообразующие минералы
личением содержания железа (особенно ¥е+3) и марганца; мусковиты
с наименьшим содержанием Mg и Fe имеют наибольший 2V.
Светопреломление также увеличивается с уменьшением содержания А1. В большинстве
современных работ по оптическим свойствам мусковита (Heinrich et al.,
1953), использующих данные многих имеющихся анализов, отмечается,
что существования прямой или обратной зависимости (иной, чем общая
зависимость) между оптическими свойствами и процентным содержанием
тех или иных окислов или групп окислов не выявлено. Попытки
установить такую зависимость были предприняты Фолком (Volk, 1939), А. Вин-
челлом и Г. Винчеллом (A. Winchell, H. Winchell, 1951) и другими
авторами. Хотя цвет розового мусковита сходен с цветом лепидолита,
фактически связь между цветом и содержанием Li отсутствует. По-видимому,
розовый цвет розового мусковита и лепидолита обусловлен присутствием
небольшого количества Мп, возможно в виде Мп+3, его преобладанием
над Fe+3 и отсутствием Fe+2 (Heinrich et al., 1953). Цвет светло-зеленых
мусковитов вызван, вероятно, наличием Fc+2, а бурые образцы содержат
больше Fe+3. В бесцветных мусковитах количество Fo+2 и Мп может быть
сбалансировано, а рубиновые мусковиты имеют большее светопреломление
и большее содержание Fe+S и Ti. Фуксит (табл. 5, анал. 6) плеохроирует:
по Np — бесцветный до светлого изумрудно-зеленого, по Nm — зеленый
и по Ng — темный изумрудно-зеленый. Светопреломление хромистых
мусковитов увеличивается с увеличением содержания Сг. Редкий мар-
ганцевистый мусковит имеет голубой цвет, 2V около 40° и средний
показатель преломления 1,59. Литиевые мусковиты характеризуются низкими
показателями преломления, но на их оптические свойства гораздо больше
влияет содержание Fe и Мп, чем ЫгО. Оптические свойства роскоэлита
приведены в табл. 6; у марганцево-бариевого мусковита (Hirowatari,
1957) Np 1,566, Nm 1,598, Ng 1,602, —2V 36°. Мусковиты с высоким
содержанием кремнезема часто имеют структуру ЗТ и, следовательно,
одноосны и должны иметь 2V = 0°, однако у некоторых из них
наблюдается небольшой 2V (около 11°). Те из мусковитов, которые имеют структуру
2Md, характеризуются нормально большим 2V, а некоторые образцы
с промежуточным 2V, согласно рентгеноструктурным данным, являются
смесями ЗТ и 2Mi. Показатели преломления фенгитов, иллитов и
гидромусковитов выше, чем у нормальных мусковитов вследствие замещения
[All4 на Si и |А1]° на Fe+2 или Mg. Интерференционная фигура,
получаемая при наложении тонких пластинок мусковита, повернутых по
отношению друг к другу, может быть неотчетливой, но может быть подобна
одноосной фигуре, наблюдаемой, например, у кварца; ото объясняет, почему
некоторые мусковиты со структурой 2Mj имеют почти одноосную
интерференционную фигуру. В мусковитах иногда отмечается зональность по
цвету и зональные включения, причем могут быть различны ядро и
краевые части кристалла или же различные зоны в кристалле могут
неоднократно повторяться; более темные зоны, как правило, имеют более высокое
светопреломление и больший 2V. Зоны часто следуют
псевдосимметричным гексагональным очертаниям в слое, но могут также чередоваться
вдоль направления оси z.
В мусковите обычны включения магнетита и гематита; в большинстве
•случаев они концентрируются в центральных частях слюдяных «пачек».
Предполагают, что при температуре начала кристаллизации мусковит
может содержать много железа, которое при остывании выпадает в виде
окислов. Ядра кристаллов первоначально кристаллизовались при более
высоких температурах, чем краевые части, и удерживали больше железа,

Мусковит 33
которое впоследствии выделялось. Там, где мусковит и биотит встречаются
вместе, все железо уходит в биотит и мусковит не содержит включений *.
В виде включений встречаются иногда и другие минералы, например кварц,
альбит, апатит, ставролит, циркон, гранат; обычны газовые пузырьки
и органический материал (Heinrich et al., 1953). Единственная хорошая
спайность — по {001}, однако наблюдаются также плоскости отдельности
по {110} и {010}, а некоторые образцы мусковитов обнаруживают, кроме
того, псевдоспайность параллельно пластинчатой структуре, сходной с пер-
титовыми пластинками щелочного полевого шпата. Это свидетельствует,
что мусковит образовался путем замещения полевого шпата. Часто
встречаются параллельные сростки мусковита с биотитом. В большинстве
случаев их соответствующие плоскости оптических осей взаимно наклонены
под углом 60°. Поверхность кристаллов слюды изучалась главным
образом с помощью интерферометра (Tolansky, 1948). Этот метод позволяет
наблюдать спиральный рост, обусловленный дислокациями скручивания,
а также легко распознавать включения и пузырьки. Часто на поверхности
мусковита отмечаются ступеньки, толщина которых кратна
межплоскостному расстоянию 002(~10А), однако в некоторых образцах отсутствуют
даже мельчайшие нарушения поверхности. В настоящее время такие
слюды применяются для производства интерференционных фильтров,
используемых для получения строго монохроматического света высокой
интенсивности. Толщина слюдяной пластинки должна быть при этом
постоянной или колебаться в очень небольших пределах. Твердость мусковита
по шкале Мооса обычно равна 2,5—3, но, как и следует ожидать для
минерала слоистой структуры, твердость изменяется в зависимости от
направления. По данным Свитцера (Switzer, 1941), твердость мусковита и биотита
параллельно @01) равна 2,5, а перпендикулярно @01) — 4. Кроме того,
имеются указания (Bloss et al., 1959) на анизотропию твердости,
измеренной по методу вдавливания Ноопа в различных направлениях на
плоскости @01). Максимальная твердость на плоскости @01) в слюде
наблюдается в том случае, когда длинная ось вдавливания параллельна оси у.
Мусковиты использовались для определения возраста с помощью
калий-аргонового метода, а в некоторых случаях распада 87Rb ->■ 87Sr.
Диагностические признаки
Плоскость оптических осей мусковита в отличие от флогопита и
биотита перпендикулярна @10). Направление [010] может быть определено
либо с помощью фигуры удара (см. стр. 18), либо рентгеноструктурным
методом. Биотит, как правило, окрашен более интенсивно. Мусковит
обычно имеет более высокий 2V, чем флогопит, биотит и тальк. Это
позволяет отличить его от последнего минерала, у которого плоскость
оптических осей также перпендикулярна @10). Высокое двупреломление
мусковитов отличает их от каолинита, хлоритов и других пластинчатых
силикатов, за исключением пирофиллита, который, однако, имеет больший 2V.
Для отличия диоктаэдрических и триоктаэдрических слюд могут служить
* В пегматитовых жилах мусковит часто замещает биотит. Некоторые
включения окислов железа являются реликтовыми от замещенных биотитовых кристаллов.
Очень часты реликтовые включения биотита (см. Тр. ИГЕМ, № 12, 1958).— Прим.
ред.
3 Ni 1263

34 Породообразующие минералы
порошковые рентгенограммы, которые, кроме того, могут быть
использованы для отличия полиморфных разновидностей мусковита (Yoder,
Eugster, 1955).
Парагенезис
Мусковит встречается в самых различных регионально метаморфизо-
ванных осадочных породах и в породах, относящихся ко всем зонам
прогрессивного регионального метаморфизма. В хлоритовой зоне образование
мусковита обусловлено главным образом перекристаллизацией
первичной серицитовой слюды осадка, а во многих глинистых породах его
появление служит первым явным признаком метаморфизма (Jacob et al., 1933).
В хлоритовой зоне мусковит является характерным компонентом альбит-
хлорит-серицитовых сланцев. На несколько более высоких ступенях
метаморфизма и особенно в тех случаях, когда слюда сгруппирована в полосы,
типичным продуктом метаморфической перекристаллизации являются
серицитовые филлиты. В биотитовой зоне мусковита, как правило,
меньше, чем в породах такого же состава в хлоритовой зоне, вследствие
реакции типа
5(OIILMg3Si2Os + 3(OHJKA]3Si3O10 ->- 3(OHJKMg3AlSi3O10 +
Хлорит Мусковит Флогопит
+ 3(OHLMg2 Al2Si05 + 7SiO2 + 4Н2О.
Амезит
В породах, образовавшихся за счет более богатых алюминием
первичных осадков, мусковит часто ассоциирует с хлоритом и хлоритоидом
(Snelling, 1957). Мусковит нередко присутствует в альмандиновой зоне,
в которой он обычно встречается в гранатсодержащих слюдистых сланцах.
В других породах альмандиновой зоны мусковит и биотит реагируют
с образованием калиевого полевого шпата и альмандина:
(OHJKAl3Si3010 + (OHJK(Fe+2, MgKAlSi3O10+3 SiO2 -»- 2KAlSi3Og +
Мусковит Биотит Калишпат
(Fe+2,MgKAl2Si3O12 + 2H2O.
Альмандин
Мусковит (табл. 5, анал. 15) может также встречаться в сланцах
и гнейсах силлиманитовой зоны, но на этой ступени метаморфизма он
обычно разлагается с образованием калиевого полевого шпата и силлиманита.
Таким образом, хотя ассоциация мусковит — кварц устойчива на
протяжении большей части Р — 71-условий регионального метаморфизма, при
температурах 600—650° С она замещается полевым шпатом и
силлиманитом:
(OHJKAl3Si3O10-rSiO2 -*■ Al2SiOs+ KAlSi3O8 + H2O.
Мусковит Силлиманит Калишпат
Мусковит чрезвычайно редок в докембрийских гнейсах Гренвилл юго-
западного Квебека. Он не обнаружен в калиевых полевошпат- и силлима-
нитсодержащих породах, содержащих кварц. По мнению Крейтца (Kretz,
1959), отсутствие мусковита в других ассоциациях обусловлено его не-

Мусковит
35
устойчивостью в присутствии граната и роговой обманки:
(OHJKAl3Si3O10 + (Mg, Fe+2KAl2Si3O12 -^
Мусковит Гранат
(OHJK(Mg,
Биотит
2Al2Si05
Силлиманит
- SiO2,
Кварц
3(OHJKAl3Si3O10 + Ca4[(Mg, Fe+2)9A1] (AlSi15)O44(OHL -»-
Мусковит Роговая обманка
3(OH2)K(Mg, Fe+2KAlSi3Oi0 + 4CaAl2Si2O8 + 7SiO2 + 2H2O.
Биотит Анортит Кварц
Тернер и Ферхуген (Turner, Verhoogen, 1951) а также Рамберг (Ram-
berg, 1952) приводят еще некоторые реакции распада мусковита в
процессе метаморфизма.
700
ФИГ. 6. Содержание парагонитовой
составляющей в мусковитах из метаморфических пород
различной ступени метаморфизма (Lambert, 1959).
Числа 13 и 14 относятся к анализам табл. 5.
200 -
0 10
Мусковит
Парагонит, мол.%
30
Ламберт (Lambert, 1959) показал, что состав белой слюды (табл 5,
анал. 13, 14) изменяется с увеличением степени метаморфизма. Мусковиты
в породах гранатовой зоны имеют более низкое содержание Si, Fe+3, Fe+a
и более высокое содержание А1 и Na, чем мусковиты биотитовой зоны,
и обнаруживают переход от фенгита к мусковиту. На фиг. 6 показано
изменение содержания парагонитовой составляющей в мусковитах из
некоторых песчано-тлинистьтх сланцев Мойн в зависимости от увеличения
степени метаморфизма (в связи с кривой равновесных отношений
мусковит — парагонит) (Yoder, Eugster, 1955). Еще раньше Миясиро (Miya-
shiro, 1958), основываясь на величинах показателей преломления,
доказал, что содержание Fe+2 в мусковитах из пород более высокой ступени
метаморфизма (плато Абукума, Япония) ниже, чем в мусковитах из мета-
морфизованных пород.
Мусковит образуется также в процессе метаморфизма средних и
кислых пород; породы среднего состава дают кальцит-альбит-серицит-хлори-
3*

36 Породообразующие минералы
товые сланцы, а породы кислого состава — мусковит-кварцевые сланцы.
Серицитизация может начаться и завершиться на ранней стадии
метаморфизма, и хотя обратная реакция мусковит —>- калиевый полевой шпат
происходит на более высокой ступени, мусковит и калиевый полевой шпат
встречаются вместе как устойчивая ассоциация в широком диапазоне
температур.
Реже мусковит встречается как продукт термального метаморфизма;
в глинистых осадочных породах мусковит в большинстве случаев не
образуется до тех пор, пока порода не достигнет средней ступени
метаморфизма. При условии достаточного количества воды мусковит может
оставаться устойчивым на более высоких ступенях метаморфизма, но, как правило,
с увеличением степени метаморфизма его количество уменьшается и он
замещается калиевым полевым шпатом и андалузитом:
(OHJKAl3Si3O10+siO2 -»- KAlSi3O8 + Al2-Si05 +H2O.
Мусковит Калишпат Андалузит
Мусковит менее распространен, чем биотит, в кислых магматических
породах, но встречается в мусковитовых и мусковит-биотитовых
гранитах. Мусковит — наиболее обычная слюда аплитов; кроме того, он
описан как составная часть некоторых риолитовых порфиров. В большинстве
мусковитсодержащих гранитов присутствуют и калиевый полевой шпат,
и плагиоклаз; такие граниты часто богаты кварцем (Chayes, 1952).
Мусковит здесь выполняет промежутки между зернами других минералов,
а также образует небольшие рассеянные чешуйки в полевом шпате. Такие
же отношения характерны и для богатой кварцем и слюдой породы — грей-
зена, который, по мнению большинства исследователей, образуется из
гранита, измененного автометасоматическими процессами во время
последней фазы кристаллизации. Однако некоторые грейзены, например грейзен
Грейнсгилл, могут представлять . собой продукт отжима—«фильтрпрес-
синг» от нормального гранита (Harker, 1895). Считают, что структурные
взаимоотношения мусковитов в гранитах указывают на существование двух
этапов кристаллизации, а следовательно, двух генераций мусковита.
Р — Т-кривая устойчивости мусковита (Yoder, Eugster, 1955) пересекает
Р — Г-кривую минимума плавления гранита (Tuttle, Bowen, 1953)
примерно при 1500 апгм и 700° С (фиг. 7).
Таким образом, мусковит кристаллизуется из жидкости гранитного
состава при давлении выше 1500 атм; ниже этого давления мусковит может
образоваться только в твердом состоянии. Следовательно, крупные
кристаллы мусковита в гранитах могут образоваться в равновесии с
жидкостью или кристаллизоваться в твердом состоянии при давлении и
температуре ниже кривой устойчивости мусковита. Небольшие чешуйки
мусковита, обычно рассеянные в полевом шпате, по-видимому,
кристаллизовались при выщелачивании K2O-6SiO2 из полевого шпата при температурах
ниже кривой ликвидуса гранита. В богатых мусковитом гранитах Новой
Англии количество мусковита, связанного с плагиоклазом, по
определению Чейза (Chayes, 1952), равно 12,2%. Количество нормативного корунда
в анализах гранита указывает, что содержание мусковита в гранитах,
видимо, ограниченно. Кроме того, исследования системы К2О — А12О3 —
SiO2, проведенные Шерером и Боуэном (Schairer, Bowen, 1955), показали,
что вряд ли гранитные магмы могут содержать много больше глинозема,
чем это требуется для образования полевого шпата, и образование
гранитов с высоким содержанием мусковита, очевидно, связано с метасомати-
ческими реакциями.

Мусковит
37
Некоторые мусковитсодержащие граниты, например граниты
Дартмур, содержат кордиерит (Brammall, Harwood, 1932). В таких гранитах
мусковит (частично или целиком) может образоваться при изменении ксе-
нокристаллов кордиерита. Мусковит в больших количествах присутствует
«3
X
S
1.
Кривая
устойчивости
мусковита
О
300 400 500 600 700 800 900 1000
Температура, °С
ФИГ. 7. Кривая устойчивости мусковита (Yoder,
Eugster, 1955).
в некоторых глинистых породах во внутренних ареолах
мусковитсодержащих гранитов. Его кристаллизация, очевидно, обусловлена диффузией
калия в кианит- или андалузитсодержащие породы:
3AI2SiO5
3KAl3Si3Oi0(OHJ.
Мусковит — характерный продукт фтористого метасоматоза (грей-
зенизации) на контакте гранитов со сланцами, и образование белой слюды
за счет таких минералов, как полевой шпат, андалузит и кордиерит,
происходит здесь за счет процессов, противоположных тем, которые ведут
к образованию этих минералов при термальном метаморфизме. Грейзени-
зация особенно характерна для внутренних ареолов мусковитсодержащих
гранитов. Примером могут служить граниты Дартмур, Скиддоу и Лейс-
нер. Грейзенизация гранитов Сент-Остел описана Эксли (Exley, 1958).
В биотитовых, мусковитовых, литионитовых (циннвальдитовых) и
фторсодержащих гранитах этого комплекса калиевый полевой шпат, особенно
вдоль плоскостей трещиноватости, замещен слюдой и вторичным
кремнеземом, освободившимся при превращении полевого шпата в слюду. Во
фторсодержащих гранитах плагиоклаз (Ап7) по краям зерен и вдоль
плоскостей трещиноватости переходит во вторичную слюду с низким двупре-
ломлением и в конце концов полностью замещается
микрокристаллическим агрегатом вторичной слюды и каолинита. Серицитизация полевого

38 Породообразующие минералы
шпата — обычный процесс на ранних стадиях гидротермального изменения
многих магматических (Vitaliano, 1957) и метаморфических пород *.
Мусковит встречается в трещинах и метасоматических жилах в гра-
нодиорите округа Снохомиш, Вашингтон. По мнению Аксельрода и
Гримальди (Axelrod, Grimaldi, 1949), он образовался в результате метасома-
тического воздействия горячих газов вдоль плоскостей сланцеватости
в граните. Подобные жилы (обогащенная железом слюда, топаз и кварц)
описаны в гранитах Мун-Маунтин, Северная Ирландия, где они
приурочены в основном к краевым частям гранитного тела (Nockolds, Richey,
1939). Бонорино (Bonorino, 1959) описал образование гидрослюды,
связанное с гидротермальным изменением и минерализацией. Развитие
серицита за счет полевого шпата и других минералов обычно для
ретроградного метаморфизма, а образование серицита вдоль трещин или
плоскостей сдвига в породах, не затронутых какими-либо другими процессами,
говорит о том, что такие движения благоприятствуют его развитию.
Мусковит (табл. 5, анал. 1—4) — обычная составная часть
пегматитов, связанных с гранитами и гранодиоритами. В этом парагенезисе
мусковит встречается как в виде крупных кристаллов и «пачек», так и в виде
тонкозернистого серицита; последний часто замещает полевой шпат,
турмалин, сподумен, берилл, топаз и кианит и обычно приурочен к краевым
частям пегматитового тела; обычны дендритовые срастания с кварцем.
Уайтмор с соавторами (Whitmore et al., 1946) в результате изучения
парагенезиса хромсодержащих мусковитов показали, что такие мусковиты
чаще всего встречаются в гидротермальных карбонатных зонах
замещения и ассоциируют с кварц-сульфидными золотоносными отложениями.
Фуксит вместе с корундом и кианитом отмечен Хаттоном (Hutton, 1940)
в корундсодержащих сланцах из Миконуи, Новая Зеландия. Клиффорд
(Clifford, 1957) описал метаморфический фуксит (табл. 5, анал. 6) из став-
ролитовой зоны кварцевого конгломерата, а Паджетт (Padgett, 1956) —
из кварцитов и конгломератов. Литиевые мусковиты обычно связаны с
поздней стадией гидротермальной кристаллизации и характерны для
пегматитов. Розовый мусковит (табл. 5, анал. 2) встречается только в
пегматитах и приурочен к зонам замещения типа Na — Li. Он, как правило,
ассоциирует с клевеландитом, лепидолитом, сподуменом, топазом, бериллом
и титансодержащими минералами и часто образует псевдоморфозы по
сподумену и топазу. Розовый мусковит может также замещать клевеландит
и берилл и нередко ориентированно нарастает на лепидолит и нормальный
мусковит (Heinrich, Levinson, 1953).
Мусковиты пегматитов почти всегда имеют структуру 2М4, но для
гидротермальных и метаморфических пород характерны различные
полиморфные разности.
В осадочных породах мусковит встречается реже, чем это считалось
ранее. Доказано, что значительная часть тонкозернистого слюдистого
материала этих пород состоит из смешаннослойных структур мусковита
и монтмориллонита, смесей мусковита 2М, пирофиллита и каолинита,
а также иллита. Развитие аутигенных иллитов в осадочных породах может
быть результатом перекристаллизации монтмориллонита и каолинита;
* Некоторые зарубежные авторы с гидротермальной серицитизацией (муско-
витизацией) полевого шпата часто путают начинающееся выветривание этого же
минерала (образование древней коры выветривания), которое на первых стадиях
также ведет к образованию серицита (мусковита) сначала за счет плагиоклаза, а затем
и калиевого полевого шпата. Многие «серицитовые» породы образованы именно в
результате выветривания.— Прим. ред.

Мусковит 39
калий при этом поступает из морской воды (Grim et al., 1949):
3Al2Si4O10(OHJ + 2K+ -» 2KAl3Si301o(OHJ-r6
3Al4Si4010(OH)8 + 4K+ -> 4KAl3Si3O10(OHJ + 6H2O
Изменение и выветривание мусковита и аутигенный рост мусковита
в осадочных породах рассмотрены Йодером и Эйгстером (Yoder, Eugsler,
1955).
ЛИТЕРАТУРА
Лги ja Е., 1944. An X-ray study on the crystal structure of giiinbelite, Mineral. Mag.,
27, 11.
Axelrod J. M., G r i m a 1 d i F. S., 1949. Muscovite with small optic axial angle,
Am. Mineral., 34, 559.
Bartli T. F. W., 1936. Structural and petrologic studies in Dutch ess County, New
York, Part II, Bull. Geol. Soc. Am., 47, 776.
Bauer L. И., В e r m a n H., 1933. Barium-muscovite from Franklin, N. J., Am.
Mineral., 18, 30.
Berggren Т., 1940. Minerals of the Varutrask pegmatite, XV, Analyses of the mica
minerals and their interpretation, Geol. For. Forh. Stockholm, 62, 182.
Bilgrami S. A., 1956. Manganese silicate minerals from Chikla, Bhandara District,
India, Mineral. Mag., 31, 236.
В loss F. D,, Shekarchi E., Shell II. R., 1959. Hardness of synthetic and
natural micas, Am. Mineral., 44, 33.
Bonorino F. G., 1959. Ilydrothermal alteration in the Front Ranges mineral belt,
Bull. Geol. Soc. Am., 70, 53.
Brammall A., Haiwood H. F., 1932. The Dartmoor granites, Quart. Journ.
Geol. Soc, 88, 171.
Brown G., Norrish K., 1952. Hydrous micas, Mineral. Mag., 29, 929.
Ch ayes F., 1952. The finer-grained calcalkaline granites of New England, Journ.
Geol., 60, 207.
Clifford T. N., 1957. Fuchsite from a Silurian quartz conglomerate, Acworth
Township, New Hampshire, Am. Mineral., 42, 566.
E i t e 1 W., 1952. Synthesis of fluorosilicates of the mica and amphibole group, Proc,
Intern. Symp. on the Reactivity of Solids, Gothenburg, 335.
E s k о 1 a P., 1914. On the petrology of the Orijarvi region in south-western Finland,
Bull. Comm. geol. Finlande, No. 40, 37.
Eugster H. P., Yoder H. S., J г., 1955. The join muscovite-paragonite,
Carnegie Inst. Washington, Ann. Rep. Dir. Geophys. Lab., 1954—1955, 124.
E x 1 e у С. S., 1958. Magmatic differentiation and alteration in the St. Austell
granite, Quart. Journ. Geol. Soc, 114, 197.
Foster M. D., 1951. The importance of the exchangeable magnesium and cation-
exchange capacity in the study of montmorillonitic clays, Am. Mineral., 36, 717.
Ganguly A. K., 1951. Hydration of exchangeable cations in silicate minerals, Soil.
Sci., 71, 239.
Gatineau L., Moring J., 1958. Precisions sur la structure de la muscovite,
Clay Mineral. Bull., 3, 238.
Grim R. E., Bradley W. F., Brown G., 1951. The mica clay minerals,
in X-ray identification and crystal structures of clay minerals, Min. Soc,
Chap. 5, 138. [Есть русский перевод: Грим Р. Е., Брэдли В. Ф.,
Браун Г., 1955. Слюдистые минералы глин, в кн. «Рентгеновские методы
определения минералов», ИЛ, М.]
Grim R.E., Bray R. H., Bradley W. F., 1937. The mica in argillaceous
sediments, Am. Mineral., 22, 813.

40 Породообразующие минералы
Grim R. E., Dietz R. S., Bradley W. F., 1949. Clay mineral composition
of some sediments from the Pacific Ocean off the California coast and the Gulf
of California, Bull. Geol. Soc. Am., 60, 1785.
G r u n e r J. W., 1939. Formation and stability of muscovite in acid solutions at
elevated temperatures, Am. Mineral., 24, 624.
Gruner J. W., 1944. The hydrothermal alteration of feldspars in acid solutions
between 300 and 400° C, Econ. Geol., 39, 578.
H a r к е г A., 1895. Carrock Fell: a study in the variation of igneous rock-magmas —
Part III, The Grainsgill greisen, Quart. Journ. Geol. Soc, 51, 139.
Heinrich E. W., Levinson A. A., 1953. Studies in the mica group;
mineralogy of the rose muscovites, Am. Mineral., 38, 25.
Heinrich E. W., Levinson A. A., 1955a. Studies in the mica group;
polymorphism among the high silica sericites, Am. Mineral., 40, 983.
Heinrich E. W., Levinson A. A., 1955b. Studies in the mica group; mangano-
an-muscovite from Mattkar, Finland, Am. Mineral., 40, 1132.
Heinrich E. W., Levinson A. A., 1955c. Studies in the mica group; X ray
data on roscoelite and barium-muscovite, Am. Journ. ScL, 253, 39.
Heinrich E. W., Levinson A. A., Levandowski D. W.,
Hewitt С. Н., 1953. Studies in the natural history of micas, University of
Michigan Engineering Research Institute, Project M. 978; final report.
HendricksS. В., Jefferson M. E., 1939. Polymorphism of the micas, Am.
Mineral., 24, 729.
Hirowatari F., 1957. Manganobarian muscovite from the manganese deposit of
the Muramatsu mine, Nagasaki Prefecture, Japan, Mem. Fac. Sci. Kyushu
Univ., Ser. D. Geol., 5, No. 4, 191.
H о Is e r W. Т., 1956. Hydrothermal alteration of muscovite in steam gage-glasses,
Am. Mineral., 41, 799.
H u r 1 b u t C. S., Jr., 1956. Muscovite from Methuen Township, Ontario, Am.
Mineral., 41, 892.
H u t t о n С. О., 1940. Optical properties and chemical composition of two micas from
Westland, South Island, New Zealand, New Zealand Journ. Sci. Tech., B, 21, 330.
Jackson W. W., West J., 1930. The crystal structure of muscovite —
KA12 (AlSi3)O10(OHJ, Zeit. Krist., 76, 221.
Jackson W. W., West J., 1933. The crystal structure of muscovite —
KA12 (AlSi3)O10(OHJ, Zeit. Krist., 85, 160.
Jakob J., Friedlaender C, Brandenberg E., 1933. Tiber Neubildung"
von Sericit, Schweiz. Min. Petr. Mitt., 13, 74.
К г е t z R., 1959. Chemical study of garnet, biotite and hornblende from gneisses of
southwestern Quebec, with emphasis on distribution of elements in coexisting
minerals, Journ. Geol., 67, 371.
Lambert R. St. J., 1959. The mineralogy and metamorphism of the Moine Schists
of the Morar and Knoydart districts of Inverness-shire, Trans. Roy. Soc. Edin.,
63, 553.
Levinson A. A., 1953. Studies in the mica group: relationship between
polymorphism and composition in the muscovite — lepidolite series, Am. Mineral.,
38, 88.
Levinson A. A., 1955. Studies in the mica group: polymorphism among illites and
hydrous micas, Am. Mineral., 40, 41.
Levinson A. A., Heinrich E. W., 1954. Studies in the mica group: singla
crystal data on phlogopites, biotites and manganophyllites, Am. Mineral., 39,
937.
L о к к a L., 1943. Beitrage zur Kennthis des Chemismus der finnischen Minerale, Bull.
Comm. geol. Finlando, No. 129.
Mackenzie R.C., Milne A. A., 1953. The effect of grinding on micas, I,
Muscovite, Mineral. Mag., 30, 178.

Мусковит 41
Miyashiro A., 1958. Regional metamorphism of the Gosaisyo — Takanuki district
in the central Abukuma Plateau, Journ. Fac. Sci., Univ. Tokyo, Sec. II, 11, 219.
Moore E. S., 1936. Ann. Rept. Ontario Dept. Mines, 45, 16.
M о г е у G. W., Chen W. Т., 1955. The action of hot water on some feldspars,
Carnegie Inst. Washington, Ann. Rep. Dir. Geophys. Lab., 1954—1955, 143.
Nockolds S. R., Richey J. E., 1939. Remplacoment veins in the Mourne
Mountains granites, N. Ireland, Am. Journ. Sci., 237, 27.
Norton F. H., 1939. Hydrothermal formation of clay minerals in the laboratory,
Am. Mineral., 24, 1.
P a d a e t P., 1956. The Pre-Cambrian geology of West Finmark, Norsk. Geol. Tids.,
36, 80.
Roy R., 1949. Decomposition and resynthesis of the micas, Journ. Am. Ceram. Soc,
32, 204.
Schairer J. F., В о w e n N. L., 1945. The system K2O— A12O3 — SiO2, Am.
Journ. Sci., 253, 681.
S с h a 11 e г W. Т., 1950. An interpretation of the composition of high-silica sericites,
Mineral. Mag., 29, 406.
Schaller W. Т., Stevens R.E., 1941. The validity of paragonite as a mineral
species, Am. Mineral., 26, 541.
Smith J. V., Y о d e r H. S., 1956. Experimental and theoretical studies of the
mica polymorphs, Mineral. Mag., 31, 209.
Snelling N. J., 1957. Notes on the petrology and mineralogy of the Barrovian meta-
morphic zones, Geol. Mag., 94, 297.
Switzer G., 1941. Hardness of micaceous minerals, Am. Journ. Sci., 239, 316.
Tilley С. Е., 1926. Some mineralogical transformations in crystalline schists,
Mineral. Mag., 21, 34.
Tolansky S., 1948. Multiple-beam interferometry of surfaces and films, The
Clarendon Press, Oxford.
Vitaliano С J., 1957. Wall-rock alteration in the Broken Hills Range, Nevada,
Journ. Geol., 65, 167.
V о 1 к G. W., 1939. Optical and chemical studies of muscovite, Am. Mineral., 24, 255.
Whitmore D. R. E., Berry L. G., H a w 1 e w J. E., 1946. Chrome micas, Am.
Mineral., 31, 1.
Winchell A. N., Winchell H., 1951. Elements of optical mineralogy, Part II,
New York. [Есть русский перевод: В и н ч е л л А. Н., В и н ч о л л Г.,
1953. Оптический минералогия, ИЛ, М.]
Wright F. Е., 1914. The optical properties of roscoelite, Am. Journ. Sci., ser. 4, 38,
305.
Yoder H. S., Eugster H. P., 1955. Synthetic and natural muscovites, Geochim.
et Cosmochim. Acta, 8, 225.
Zwetsch A., 1934. Rontgenuntersuchungen in der Keramik, Ber. deut. keram.
Ges., 14, 2.

Парагонит
Na2Al4[Si6Al2O20](OHL
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np
Nm
Ng
Ng—Np
— 2V
1,564—1,580
1,594—1,609
1,600—1,609
0,028—0,038
0—40°
Nm почти параллельно х
пл. о. о 1 @10)
Дисперсия r>v
Уд. в.
Тв.
Спайность
Цвет
2,85
2,5
По {001} соисршенная
Бесцветный, светло- /х
желтый; в шлифах бесцветный
Элементарная а 5,13, Ъ 8,89, с sin fj 18,99 А, |3 95°
ячейка Z = 2. Пространственная группа, по-видимому, С2/с
Не подвергается воздействию холодных НС1 или H2SO4
Nm
Химический состав парагонита отличается от химического состава
мусковита тем, что в парагоните калий замещен натрием. Название
«парагонит» произошло от греческого paragon, обманывающий, и было дано
минералу потому, что первоначально он был ошибочно принят за тальк.
Парагонит обычно встречается в виде массивных чешуйчатых агрегатов,
тонкозернистость которых затрудняет их выделение и изучение, так что
этот минерал изучен относительно слабо.
Структура
Параметры элементарной ячейки, приведенные выше, получены
Баннистером (Bannister, 1943) для парагонита из Монте-Кампионе
(ср. табл. 7,анал. 1), который содержит 6,28%Na2OH 2,17%K2O (Schaller,
Stevens, 1941). Грюнер (Gruner, 1942) для синтетического парагонита дает
Ъ 8,92 А и с sin р" 19,37 А. Замещение иона калия меньшим ионом натрия
сказывается в уменьшении элементарной ячейки парагонита по
сравнению с ячейкой мусковита, особенно в направлении z, но сходство между
структурами парагонита и мусковита 2М4 очевидно. Однако описан
парагонит, имеющий трехслойную тригональную (ЗТ) элементарную ячейку
(Dietrich, 1956). Тонкодробленый парагонит после гидратации
обнаруживает увеличение базального ^расстояния d0QZ от примерно 9,5 до 12,9 А
и второе увеличение до 14,3 А после обработки глицерином; мусковит
не обладает способностью к разбуханию.
Браммалит •— глинистый минерал, который находится в таких же
отношениях с парагонитом, как иллит с мусковитом. Параметры его

Парагонит
43
элементарной ячейки: а 5,2, Ъ 9,0, с sin p 19,2 A (Bannister, 1943)
сходны с параметрами, приводимыми Грюнером (Gruner, 1942) для
синтетического парагонита. На порошковой рентгенограмме браммалита,
сходной с рентгенограммой иллита, имеется сравнительно немного линий:
некоторые из них размыты. Однако оба минерала можно различить по
положениям базальных рефлексов.
Химизм
Максимальное содержание Na2O в анализах природных мусковитов
около 2%. Это совпадает с экспериментальными данными, полученными
Эйгстером и Йодером (Eugster, Yoder, 1955), согласно которым предел
ФИГ. 8. Предварительная
фазовая диаграмма области
субсолидуса сечения
мусковит — парагонит (Eugster,
Yoder, 1955).
С — корунд; F — полевой шпат;
Ms — мусковит; Pg — парагонит;
ss — твердый раствор.
200
0 '20
/Мусковит
80 100
Парагонит
растворимости парагонита в мусковите (фиг. 8) равен 24 мол.% при
30 000 фунт/кв.дюйм (~2100 кг/см3) и около 665°С, что соответствует
примерно 2% Na2O, в то время как чистый парагонит содержит 8,1% Na2O.
Количество парагонита, находящегося в твердом растворе при
данной температуре, было определено путем измерения положения рефлекса
006 на порошковой рентгенограмме; при этом предполагалось, что между
параметрами с двух конечных членов существует прямолинейная
зависимость. Температура распада (мусковит—» по л ев ой шпат + корунд)
понижается с увеличением содержания Na2O, но всегда выше температуры
разложения чистого парагонита. На фиг. 8 видно, что максимальное
количество мусковита, которое может давать твердый раствор с
парагонитом, равно примерно 18 мол.%, однако анализы природных
парагонитов дают от 10 до 30 мол.% мусковита (приблизительно от 1,3 до 4%
К2О). Экспериментальные работы ясно показывают, что между муско-

Таблица 7
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПАРАГОНИТА
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na2O
К2О
Н2О+
F
Сумма
O=F
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
1
46,81
—
40,06
Сл.
—
—
0,65
1,26
6,40 a
Сл. а
4,82
—
100,00
—
100,00
_
1,600
1,605
—
—
2
46,67
—
39,02
2,01
—
—
—
—
6,37a
1,36 a
4,91
—
100,34
—
100,34
1,599
1,604
—
2,896
3
44,41
0,22
40,09
1,72
0,28
0,02
0,16
0,67
5,80
2,22
4,45
0,08
100,12
0,03
100,09
=-1,580
1,609
1,609
0°
—
Si
Al
Ti
Al
Fe+з
Mg
Fe+2
Ca
Na
К
OH
F
Количества i
5,942
2,058
—
3,943
—
0,123
—
0,172 ■
1,574
- J
4,082 "
«шов в пересчете
[-8,00
4,07
1,75
►4,08
5,957 ■
2,043 .
—
3,839
0,193
—
—
— '
1,576
0,222 .
4,182 "
—
на
г»
4
1
24 @,
,00
,03
,80
,18
ОН, F)
5,754 1
2,246 .
0,022
3,879
0,168
0,031
0,030
0,093
1,458
0,368
3,846 ">
0,032 J
3,00
4,13
1,92
}...
1. Парагонит, Монте-Кампионе, Швейцария (Dana, System of Mineralogy,
6th Edit., 623).
2. Парагонит, Боргофранко, Пьемонт, Италия (Dana, System of Mineralogy,
6th Edit., 623).
3. Парагонит из хлорит-серицитового сланца, Глеб-Mayнтин, южный Вермонт
(Rosenfeld, 1956). Аналитик Ф. А. Гонье.
а Переопределение щелочей (Schaller, Stevens, 1941) дало: 1) NaaO 6,28,
К3О 2,17%; 2) Na2O 7,26, К2О 1,01%.

Парагонит 45
витом и парагонитом не существует полной смесимости * и что парагонит
должен поэтому рассматриваться как самостоятельный минерал.
Взаимная растворимость мусковита и парагонита может быть использована
для определения температуры образования ассоциации мусковит —
парагонит.
В процессе предварительного изучения системы К AlSi3O8—Na AlSi3O8—
А12О3— Н2О Эйгстер и Йодер (Eugster, Yoder, 1955) показали, что
реакция калиевый полевой шпат + парагонит ^альбит+ мусковит выше
температурного предела 300—600° С смещается вправо (см. также фиг. 5).
Следовательно, в ассоциации полевой шпат — слюда натрий входит
в структуру полевого шпата предпочтительнее, чем в структуру слюды.
Как было отмечено ранее (Gruner, 1942), натрий, имеющий небольшой
размер иона, труднее входит в структуру слюды, чем калий.
Было показано, что многие старые анализы парагонита ошибочны
и анализируемый материал в действительности не являлся парагонитом
(Schaller, Stevens, 1941); эти минералы содержали гораздо меньше Na2O
и больше К2О, чем сообщалось. Для двух образцов, химические
анализы которых приведены в табл. 7 (анал. 1 и 2), переопределение щелочей
подтвердило, что они действительно представляют собой парагониты.
Оптические и физические свойства
Парагониты и мусковиты очень сходны по своим оптическим
свойствам; их показатели преломления перекрываются. У браммалита
с 5,22% Na2O и 2,58% К2О Np 1,561, Ng 1,579 (Bannister, 1943). У
некоторых парагонитов 2М4 угол—2V равен примерно 40°(величина, сходная
со значением, характерным для мусковита 2Mi), однако серицит,
который был определен как парагонит, имел структуру 2М4, но 2V~0°(Rosen-
feld, 1956). У парагонита ЗТ, описанного Дитрихом (Dietrich, 1956),
—2V был менее 5°.
Диагностические признаки
Мусковит и парагонит можно отличить друг от друга при помощи
химического анализа на щелочи или же путем рентгеноструктурных
исследований (парагонит имеет меньшую элементарную ячейку).
Парагенезис
Парагонит считается редким минералом, однако в ряде случаев
он мог быть принят за мусковит, поскольку эти два минерала очень
сходны. Экспериментальные данные и характер нахождения парагонита
в природе показывают, что он может образоваться и образуется в очень
различных условиях. Он найден в районах развития метаморфических
* Непрерывная серия твердых растворов существует при давлении выше
70 000 фушп/кв. дюйм (=« 490Э кг/см*) (Eugster, 1956).

46 Породообразующие минералы
пород в кристаллических сланцах и филлитах (иногда с кианитом и
ставролитом), в мусковит-биотитовых гнейсах, в кварцевых жилах и
тонкозернистых осадочных породах.
ЛИТЕРАТУРА
Bannister F. А., 1943. Brammallite (sodium illite), a new mineral from Llande-
bie, South Wales, Mineral. Mag., 26, 304.
В a r s h a d I., 1950. The effect of the interlayer cations on the expansion of the mica
type of crystal lattice, Am. Mineral., 35, 225.
Dietrich R. V., 1956. Trigonal paragonite from Campbell and Franklin Counties,
Virginia, Am. Mineral., 41, 940.
Eugster H. P., 1956. Muscovite — paragonite join and its use as a geologic
thermometer, Bull. Geol. Soc. Am., 67, 1963.
Eugster H. P., Y о d e r If. S., 1955. The join muscovite — paragonite, Carnegie
Inst. Washington, Ann. Rep. Dir. Geophys. Lab. 1954—1955, 124.
Gruner J. W., 1942. Conditions for the formation of paragonite, Am. Mineral.,
27, 131.
Rosenfeld J.L., 1956. Paragonite in the schist of Glebe Mountain, southern
Vermont, Am. Mineral., 41, 144.
Schaller W. Т., Stevens R. E., 1941. The validity of paragonite as a mineral
species, Am. Mineral., 26, 541.

Глауконит
(К, Na, CaI2_2o(Fe+\ Al, Fe+\ Mg)Mx
x[Si7.7,eAl1_MOt0](OHL-n(H1O)
Np
Nm=Ng
Ng—Np
—2V
Np примерно .1.
ил. о. о.
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
МОНОКЛИННЫЙ (—)
1,592 — 1,010
1,614—1,641
0,014—0,030
0—20э
@01); Nm = }|
@10)
г О
2,4—2,95
2
По {001} совершенная ,
Бесцветный, желтовато- оАв
зеленый, зеленый, голубовато-зеленый; в шлифах обычно
зеленый
По Np—желтовато-зеленый или зеленый
По Nm = Ng—темно-желтый или голубовато-зеленый
а 5,25, Ъ 9,09, с 10,03 А, р=*100°
Z = l. Пространственная группа Ст. или С2/т
Легко подвергается воздействию НС1
Глауконит — слюдистый минерал, который встречается почти
исключительно в морских осадках *, особенно в зеленых песчаниках. Он, как
правило, слагает округлые тонкозернистые агрегаты, состоящие из плохо
образованных пластиночек, однако встречаются и более совершенные
кристаллы, которые позволяют довольно полно охарактеризовать
минерал. Во многих отношениях глауконит с полным основанием может
рассматриваться как глинистый минерал (ср. иллит); тем не менее в настоящей
работе он включен в группу слюд. Термин «глауконит» неправильно
используется для описания не только минерала, но и округлых
комочков, в которых он встречается, хотя последние могут содержать и другие
глинистые и неглинистые минералы. Глауконит имеет небольшое
минералогическое значение, однако условия и способ его образования
представляют несомненный интерес. Термин «глауконит» произошел от
греческого glaucos, голубовато-зеленый.
* До настоящего времени считалось, что глауконит образуется только в морских
условиях (см. стр. 53), по минерал селадонит, имеющий сходный состав и свойства,
встречается в совершенно отличных условиях, и сам глауконит, замещающий полевой
шпат и другие минералы, обнаружен в аллювиальных и элювиальных отложениях
Украины (Дядченко, Хатуицева, 1956).

48 Породообразующие минералы
Структура *
Согласно Грюнеру (Gnmer, 1935), порошковые рентгенограммы
глауконитов в большей мере сходны с рентгенограммами биотита, чем
мусковита. Рентгенограммы были индицированы на основании двуслойной
моноклинной ячейки BМ4) с параметрами а 5,23—5,25, Ъ 9,05—9,10, с 19,96—
20,06 Л, р 95°. Последующее рентгеноструктурное изучение слюд
показало, что для биотита наиболее характерна однослойная ячейка AМ).
В настоящее время признано, что глауконит также имеет структуру
1М или 1Мс? (Burst, 1958) **. Параметры [элементарной ячейки,
приведенные в начале настоящего раздела, основаны на данных Грюнера;
однако учитывались также и более поздние работы. Хотя глауконит
относится к группе диоктаэдрических слюд (см. раздел «Химизм»),
он отличается от мусковита наличием значительного количества
двухвалентных ионов в положениях Y. Это влияет на интенсивности и
положения линий на порошковых рентгенограммах и делает их более похожими
на порошковые рентгенограммы триоктаэдрических слюд ***.
Следовательно, критерии, позволяющие отличать диоктаэдрические слюды от
триоктаэдрических, основанные на положении рефлекса 060 и
относительных интенсивностях некоторых базальных рефлексов, не пригодны
для идентификации глауконита (Grim et al., 1951) ****. Полиморфная
форма глауконита может быть скорее ЗТ, чем 1М, но их нельзя различить
с помощью порошковых рентгенограмм *****.
Химизм
Опубликовано большое количество химических анализов
глауконитов, однако многие их них сомнительны, так как в анализированных
образцах могли присутствовать загрязнения (например, фосфат кальция,
кремнезем, окислы железа). Хотя структурно глауконит подобен
биотиту, наиболее достоверные анализы показывают, что глауконит является
диоктаэдрическим минералом и его состав лучше обсуждать вместе с
составом мусковита. Положения Y в глауконите заняты ионами Fe+3, Fe+2
и Al (Hallimond, 1922, 1928), и общее количество этих ионов, как
правило, очень близко к 4. Многие авторы (например, Schneider, 1927; Gruner,
1935; Hutton, Seelye, 1941; Hendricks, Ross, 1941) на основании
анализов вывели эмпирические и структурные формулы; большинство из них
находится в пределах, указанных в формуле, приведенной в начале
настоящего раздела. Последняя предложена Смуликовским (Smulikowski,
1954) после детального изучения имеющихся данных по глаукониту.
Этот автор предположил следующие отношения между различными
* Основные характерные особенности структур всех слюд описаны на стр. 10.
** Полное определение структуры глауконита — селадонита было выполнено
методом электронографии (Звягин, 1957).— Прим. ред.
*** Однако три проанализированных глауконита из эоценовых песков Гента
дали порошковые рентгенограммы, сходные с рентгенограммами диоктаэдрических
слюд (Hoebeke, Dekeyser, 1955).
**** С таким утверждением нельзя согласиться, так как особенности
химического состава не могут существенно изменить дифракционных особенностей диоктаэд-
рической структуры 1М.— Прим. ред.
***** Диоктаэдрические модификации 1М и ЗМ должны четко различаться
распределением интепсивностей (см. Звягин, 1961).— Прим. ред.

Глауконит
49
ионами в структуре. Количество межслоевых катионов (катионов в
положениях X) всегда меньше 2, но больше количества ионов А1 в тетраэдри-
ческих положениях (положения Z), Избыток ионов X над ионами А1
в положениях Z (в мусковите их содержится одинаковое количество)
компенсируется в глауконите присутствием двухвалентных вместо
трехвалентных ионов в положениях Y. Согласно Бесту (Burst, 1958), в
типичном глауконите должно быть занято не менее 2/3 (т. е. Xij33) положений X.
/Мусковит
Биотит
2)
Иллит
К*-1-1,4)
-К*
Деградированный
Глино -
земистые
иллит
слюды
Смешаннослойная глина
(К+ -0,2-1,0)
Глауконит
(К+ = 1/4-1,8)
Слюды,
содержащие двух-и
трехвалентное ралупо„я3очентй zmyKomm
0,8-1,4)
С/иешяннос/юпньш глауконит
(к+=о,2-;,о)
Мо нтлюриллонит
)
ФИГ. 9. Связь глауконита с другими слюдами и глинистыми
минералами (Durst, 1958). Числа при К+ обозначают количество ионов К на
формульную единицу.
Если занято меньше положений, кристаллическая структура становится
неупорядоченной (скорее lMrf, чем 1М), и химический состав будет
приближаться к составу монтмориллонита. Что касается трехвалентных
ионов в положениях Y (преимущественно железо), то в типичных
глауконитах отношение Fe+3: A1 будет больше 3; минералы с более низким
отношением Fe+3: A1 называются сколитами, или алюминиевыми
глауконитами. Типичными значениями являются: Fe2-2,2> [Al]o,e-o,8i [Al]o,4-i.o
и (К, Са, Na)lj2-2,o- Связь глауконита с другими слюдами и глинистыми
минералами показана на фиг. 9, на которой видно, что хорошо окристал-
лизованпый глауконит является, видимо, железистым аналогом иллита.
Глаукониты всегда содержат мало Na и еще меньше Са; редко
присутствует большее количество, чем следы, ТЮ2. Содержание MgO,
присутствующего в ощутимых количествах, заметно не изменяется от образца к
образцу. Селадонит — минерал, средний состав и свойства которого не
отличаются от состава и свойств глауконита *. Однако он встречается, как
правило, в иных геологических условиях, например в пустотах в базаль-
* Он отличается более высоким совершенством структуры и правильной
морфологией лентовидных микрокристаллов, наблюдаемых в электронном микроскопе.—
Прим. ред.
4 № 1263

Таблица 8
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ГЛАУКОНИТА
SiO2
TiO2
AI2O3
Fc2O3
Сг2О3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
S
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
1
49,09
0,21
18,17
6,42
—
2,56
Сл.
3,10
1,03
0,23
5,62
Сл.
—
} 13,47
99,90
1,559
1,586
0,027

Колеблющийся
—
2
49,07
0,15
10,95
15,86
0,07
1,36
Сл.
4,49
0,07
0,13
7,51
0,19
0,06
6,63
3,66
100,20
1,601
1,615
0,014
10°
2,687
3
48,54
0,10
7,82
17,50
0,03
_ 3,07
Сл.
3,26
0,68
0,22
5,87
0,14
0,05
6,00
6,71
99,99
1,600
1,621
0,021
13°
2,555
4
49,29
0,12
3,17
21,72
—
3,19
Сл.
3,85
0,74
0,12
6,02
0,32
—
7,21
4,60
100,35
1,592
1,614
0,022
10°
2,580
5
47,42
0,10
7,19
22,64
0,04
3,39
Сл.
2,28
0,27
0,05
7,46
0,22
0,05
6,07
3,01
100,19
1,602
1,627
0,025
12°
2,790
6
43,33
0,20
7,27
24,87
—
2,90
Сл.
2,96
0,10
0,02
6,00
0,15
—
6,22
5,94
99,95
1,610
1,634
0,024
10°
2,735
Количества ионов в пересчете на 20 (О) и 4 (ОН)
Si
Al
Al
Ti
Fe+3
Cr
Fe+2
Mg
Ca
Na
К
7,222 1
0,778 .
2,373 "
0,023
0,711
0,315
0,680
0,163 j
0,066
1,056 J
4
1
,00
,10
,29
7,265 1
0,735 ,
1,176 -
0,017
1,765
0,008
0,168
0,991
0,021 -I
0,038
1,416 J
►8,
4,
1,
00
13
7,472 1
0,528 J й'
0,891 •
0,012
2,027
7
—
0,395
0,747 .
0,112 i
48 0,064
1,152 J
■4,
1,
00
07
33
7,634
0,366
0,213
0,014
2,532
0,413
0,889
0,123
0,036
1,190
j- 8,00
1
1
>4,06
j
1
1,35
j
7,216
0,784
0,505 "
0,012
2,591
0,432
0,517
0,044 i
0,014
1,448 .
1.
1
Г
1
)
1,
00
6,874
1,126
0,233
0,024
2.969
06 -■_""
51
0,385
0,698
0,016
0,006
1,214
I 8,00
•4,31
1,24
1. Сколит, Сколе, Западная Украина (Smulikowski, 1936). Аналитик К. Смуликовокий.
2. Глауконит из известняка, Мильбурн, Тейбл-Хилл, Отаго, Новая Зеландия.
3. Глауконит из песчаника, Какако-Крик, Отепопо, Отаго.
4. Глауконит из песчаника, Вор-Флет, восточный Тейири, Отаго.
5. Глауконит из песчаника, туннель Отепопо, Отаго.
6. Глауконит из песчаника, Элефант-Хилл, Кантербури, Новая Зеландия.
Анализы 2 — 6 даны по Хаттону и Сили (Hutton, Scelye, 1941). Аналитик Ф. Т. Сили.

Глауконит 51
тах (Hendricks, Ross, 1941; Савич-Заблоцкий 1954; Schaller, Wohlman,
1951). Способность глауконитов к катионному обмену сходна с обменной
способностью иллитов; поэтому глаукониты могут быть использованы
для опреснения воды и как обесцвечивающий материал.
Роль воды в структуре глауконита до сих пор не ясна. Иногда
отмечается высокое содержание воды, в частности адсорбированной воды,
которая не может быть удалена полностью вплоть до 200° С.
Предполагается, что остающаяся вода в избытке против количества,
необходимого для удовлетворения требования 4(ОН)~ на формульную единицу
(около 4% Н2О+), присутствует в виде молекул воды вместе с ионами
калия между структурными слоями. Глаукониты по сравнению с
большинством слюд содержат больше кремнезема и меньше калия, так что
их химизм, подобно химическому составу иллитов, определяется смесью
слюдистых и монтмориллонитовых слоев. Хотя эти предположения
подтверждаются, они не могут объяснить природу тех образцов глауконита,
которые дают порошковые рентгенограммы хорошо сформированной
слюды. Самостоятельность глауконита как минерала подтверждается
также относительно небольшими колебаниями состава глауконитов.
Третье возможное объяснение избытка воды заключается в следующем:
ионы (НзО)+ могут занимать межслоевые положения, подобно тому как
это предположили Браун и Норриш (Brown, Norrish, 1952) для
гидромусковита. В ряде случаев, когда при вычислении структурных формул
по имеющимся анализам в основу было положено это предположение,
получались удовлетворительные результаты. Так, анал. 3, табл. 8,
дает формулу (К, Н30+J,ооУ4 28О20(ОНL. Для Других формул ионы (Н3О)+
так хорошо не уравновешивают дефицит ионов К. Ввиду
недостоверности цифр для (Н2О)+ вычисления для табл. 8 были сделаны при
предположении 20 (О) +4(ОН) на формульную единицу; при этом значения
(Н2О)+ не учитывались.
Кривая обезвоживания глауконита обнаруживает два отчетливых
этапа потери воды. Первый, до 200° С, обратимый и соответствует потере
адсорбированной воды. При нагревании выше 200° С образец
обесцвечивается, а выше 400° С теряет структурную воду, количество которой
мало колеблется от образца к образцу (Sabatier, 1949). Термограммы
глауконита несколько напоминают кривые иллита и монтмориллонита:
они дают эндотермические пики при 150—200 и 550—600° С, отвечающие
потере адсорбированной и конституционной воды соответственно. Иллит,
кроме того, обнаруживает экзотермический пик при 950° С;
соответствующий пик для глауконита, хотя он и не отмечен, по-видимому, лежит
при более высокой температуре.
Оптические и физические свойства
По своим оптическим свойствам, так же как и по структуре,
глауконит больше похож на биотит, чем на мусковит, так как плоскость
оптических осей у него параллельна @10). Для ряда проанализированных
образцов определены показатели преломления; величина их связана
с содержанием трехвалентного железа. Между показателем преломления
Ng и количеством ионов трехвалентного железа существует примерно
линейная зависимость (фиг. 10). Такие ионы, как Ti, Mn или F, мало
влияют на эту зависимость (в противоположность тому, что наблюдает-
4*

52
Породообразующие минералы
1 1 1 1
1 1 1 1
1
3 о
9
i
i i
8о
0
10
i i
i i i
4°
1 ' 1
1 1 1 1
1 1 1 1
ся, например, в биотитах), поскольку в глауконитах они отсутствуют
совершенно или их мало. Однако на светопреломление довольно сильно
влияет содержание адсорбированной воды в кристалле (Sabatier, 1949);
это объясняет, почему показатели преломления образца из табл. 8,
анал. 4, располагаются ниже прямой на фиг. 10. Тем не менее показатели
преломления у глауконита выше, чем у мусковитов, фенгитов и иллитов.
Цвет глауконита связан с содержанием Fe+S; при увеличении количества
Fe+3 глауконит приобретает темно-зеленый цвет. Сколит (табл. 8, анал. 1)—
глауконит с очень низким отношением Fe+3 : А1 — почти бесцветен.
1,64
1,63 -
1,62 -
1,61
1,5 2,0 2,5 3,0
Количество ионов Fe+3 на формульную единицу
ФИГ. 10. Зависимость показателя преломления Ng некоторых
глауконитов от количества ионов Fo+3 на формульную единицу.
Jfi 2, 3, 5, 6 и 7 дани по табл. 8; Кя 8 и 9 —• по Хаттону и Сили (Hutton,
Seelye, 1941) (соответствуют их № 7 и 2); N» 10 дан по Смуликовсному
(Smulikowski, 1954) (соответствует его Jsft 60).
Глаукониты из древних осадочных пород содержат меньше
трехвалентного железа, чем глаукониты из молодых осадков, и имеют более светлый
зеленый цвет (Smulikowski, 1936).
Удельный вес глауконита колеблется, видимо, в зависимости от
величины отношения Fe : А1, однако это маскируется влиянием
адсорбированной воды, которое сказывается в очень широких пределах. Так,
удельный вес образца, измеренный до и после высушивания над H2SO4,
изменяется на 0,30 г/см3 (Sabatier, 1949). Глауконит — сильно
парамагнитный минерал; это свойство может быть использовано для его отделения
от других менее богатых железом слюд. Электронные микрофотографии
показывают, что хорошо упорядоченные глаукониты (особенно
глаукониты с более высоким содержанием К) обычно имеют лейстовидную
форму, тогда как частички разупорядоченных глауконитов
характеризуются неправильной формой (Burst, 1958).
Диагностические признаки
С глауконитом могут быть спутаны зеленые хлориты, которые,
однако, в большинстве случаев имеют более низкое двупреломление. Тюрин-
гит имеет более высокий, а шамозит — более низкий средний показатель
преломления, чем глауконит.

Глауконит 53
Парагенезис
Относительно небольшие колебания химического состава,
обнаруживаемые глауконитами, соответствуют их образованию в очень
ограниченных физико-химических и геологических условиях. В основном
считается, что глаукониты образовались из различных исходных материалов
при диагенезе в мелкой морской воде в условиях медленной
седиментации *. Они найдены в известняках, песчаниках и алевролитах; зеленые
пески получили свое название из-за высокого содержания в них
глауконита. Поскольку глаукониты содержат как трехвалентное, так и
двухвалентное железо, можно предположить, что они образовались в
умеренно-восстановительных условиях, которые могли возникнуть, по крайней
мере в некоторых случаях, при воздействии серобактерий на
разлагающиеся организмы. Это предположение подтверждается частой астоциа-
цией глаукопита с сульфидами железа или с фораминиферами, а также
присутствием глауконита в комочках, которые предположительно
являются копролитами. Что касается условий, необходимых для образования
глаукопита, здесь мнения в основном сходятся, однако существуют
различные точки зрения на характер исходного материала (Hadding, 1932;
Galliher, 1935; Hendricks, Ross, 1941; Smulikowski, 1954). Глауконит
иногда встречается вместе с частично измененным биотитом, но
разнообразие обломочных минералов чрезвычайно велико и материал для
образования глауконита с одинаковым успехом мог поступать из иллитов,
полевых шпатов и пироксенов, опала и вулканического стекла. Хепдрикс
и Росс (Hendricks, Ross, 1941) указывали, что много материала могло быть
заимствовано из ила, но калий и магний, по-видимому, поступали из
морской воды. Смуликовский (Smulikowski, 1954) и ряд других авторов
предположили, что глаукониты могли образоваться путем коагуляции
взвешенных коллоидальных частиц, связанных с различными источниками,
в конечном счете консолидированных в устойчивую кристаллическую
структуру.
Процесс подобного типа воспроизведен в лабораторных условиях
и позволил синтезировать плохо окристаллизованный глауконит (Bird-
sail, 1951).
Поскольку глауконит представляет собой минерал осадочного
происхождения, он особенно удобен для определения возраста осадка путем
оценки отношения 40K/'l0A (Lipson, 1958; Curtis, Reynolds, 1958).
ЛИТЕРАТУРА
Bird sail M., 1951. Recherchcs sur les conditions de formations des aluminosilicates
ferreux d'origine secondaire, Compt. Rend. Acad. Sci. Paris, 233, 1371.
Brown G., N о r r i s h K., 1952. Hydrous micas, Mineral. Mag., 29, 929.
Burst J. F., 1958. Mineral heterogeneity in «glauconite» pellets, Am. Mineral., 43, 481.
Curtis G. H., Reynolds J. H., 1958. Notes on the potassium-argon dating of
sedimentary rocks, Bull. Geol. Soc. Am., 69, 151.
Дядченко М. Г., Хатунцева А. Я., 1956. Случаи образования глаукопита
в континентальных условиях, Зап. Всесоюзн. минер, о-ва, 85, вып. 1, 49—57.
* В отечественной литературе очень широко обсуждалась связь состава
глауконита с физико-географическими условиями его осаждения. В общем близ берега
отлагается глауконит, более бедный железом, чем глауконит, накапливающийся
в глубинных частях бассейна (см. Горбунова, 1950; Дядченко и Хатунцева, 1956).—
Прим. ред.

54 Породообразующие минералы
G а 1 1 i h е г Е. W., 1935. Glauconite genesis, Bull. Geol. Soc. Am., 46, 1351.
Grim R.E., Bradley W. F., Brown G., 1951. The mica clay minerals, in
X-ray identification and crystal structures of the clay minerals, Min. Soc,
Chap. V, 138.
Grim R. E., Rowland R.A., 1942. Differential thermal analysis of clay minerals
and other hydrous materials, Am. Mineral., 27, 746.
G r u n e r J. W., 1935. The structural relationship of glauconite and mica, Am.
Mineral., 20, 699.
Hadding A., 1932. The pre-Quaternary sedimentary rocks of Sweden, IY,
Glauconite and glauconitic rocks, Medd. Lunds. Geol.-Min. Inst., No. 51 (M. A. 5—378).
Hallimond A.F., 1922. On the classification of glauconite, Mineral. Mag., 19, 333.
H a 1 1 i m о n d A. F., 1928. The formula of glauconite, Am. Mineral., 13, 589.
Hendricks S. В., Ross C. S., 1941. The chemical composition and genesis of
glauconite and celadonite, Am. Mineral., 26, 683.
Hoebeke F., Dekeyser W., 1955. La glauconite, G. R. Recherches, I.R.S.I.A.
Brussels, No. 18, 103 (M. A. 13—369).
Hutton CO., Seelye F. Т., 1941. Composition and properties of some New
Zealand glauconites, Am. Mineral., 26, 593.
L i p s о n J., 1958. Potassium-argon dating of sedimentary rocks, Bull. Geol. Soc.
Am., 69, 137.
Nag else hmidt G., 1937. X-ray investigations on clays, Part 3, Zeit. Krist.,
97, 514.
S a b a t i e r M., 1949. Recherches sur la glauconie, Bull. Soc. franc. Min., 72, 473.
Савич-Заблоцкий К. Н., 1954. К вопросу о химическом составе и генезисе
селадонита Карадага, Минер, сб. (Львовск. геол. о-во), № 8, 213—220.
Schneider H., 1927. A study of glauconite, Journ. Geol., 35, 289.
Schuller A., Wohlmann E., 1951. Uber Seladonit und seine systematische
Stellung, Neues Jahrb. Min., Abhandl., 82, 111.
Smulikowski K., 1936. Skolite, un nouveau mineral du groupe de glauconie,
Arc. Min., Warsaw, 12, 144 (M. A. 6—345).
Smulikowski K., 1954. The problem of glauconite, Arc. Min., Warsaw, 18, 21.
♦Дядченко М. Г., Хатунцева А. Я., 1955. К вопросу о генезисе
глауконита, Докл. АН СССР, 101, № 1, 151—153.
•Звягин Б.Б., 1957. Электронографическое определение структуры селадонита,
Кристаллография, 2, № 3.
* 3 в я г и н Б. Б., 1961. К теории полиморфизма слюд, Кристаллография, 6, № 5.
* Дополнения редактора.

Флогопит
K2(Mg, Fe+2N[Si6Al2O20](OH, FL
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np
Nm
Ng
Ng—Np
—2V
Nm=i/, Ng : x 0—
Пл. о. о. @10)
Дисперсия
УД. в.
Тв.
Спайность
Двойникование
1,530—1,590
1,557—1,637
1,558—1,637
0,028—0,049
0—15°
5°
r< v
2,76—2,90
2—2,5
По {001} совершенная
Плоскость двойнико-
вого срастания {001}, двойниковая ось [310]
Цвет Бесцветный, желтовато-бурый, зеленый, красновато-бурый,
темно-бурый; в шлифах бесцветный, светло-желтый или
светло-зеленый
Плеохроизм По Np—желтый, по Nm=Ng—буровато-красный, зеленый или
желтый
Элементарная а 5,3, Ь 9,2, с = 10,3 А, р1 100°
ячейка Z = l. Пространственная группа Cm (полиморфная
модификация 1М)
Разлагается в концентрированной H2SO4
Флогопит — основной член группы слюд и, как показывает
вышеприведенная формула, относится к триоктаэдрическим минералам со
слоистой структурой. Название «флогопит» используется здесь в смысле,
предложенном Хейнрихом с соавторами (Heinrich et al. 1953); считается,
что атомное отношение магния к железу в флогопите должно быть больше,
чем 2:1. Однако собственно термин «флогопит» применяется для
обозначения крайнего члена, K2Mg6(SieAl2H2o(OHL, образующего серию твердых
растворов с аннитом, K2Fe6+2 C16А12)Ого (ОНL. Если отношение Mg : Fe
ниже, чем 2 : 1,то минерал называется биотитом. Кроме того, в йиотите
часто содержится несколько больше, чем в флогопите, А1 в октаэдрическом
и тетраэдрическом положениях и по составу он в большинстве случаев
относится к промежуточным членам ряда истонита, K2Mg5Al(Si5Al3H2o(OHL,—
железистого сидерофиллита, K2Fe5Al(Si5Al3H2o(OHL (см. фиг. 13). В ряду
этих твердых растворов, видимо, нет перерывов, и вышеприведенная
терминология произвольна; она принята исключительно для удобства
разделения очень большой группы минералов. Для определения
флогопита и биотита можно использовать многие диагностические признаки,
например окраску минералов, так как железистые члены этого ряда
темнее. Флогопиты с малым содержанием железа, марганца и т. д. почти
бесцветны и, подобно мусковиту, имеют практическое значение благодаря

56
Породообразующие минералы
своим диэлектрическим свойствам. Название «флогопит» происходит
от греческого phlogopos, огнеподобный, что указывает на красноватый
оттенок, часто наблюдающийся в образцах. Месторождения флогопита
приурочены к метаморфизованным карбонатным и ультраосновным
породам.
Структура *
В кристаллической структуре флогопита ** полностью заняты все
октаэдрическио положения слюдяной структуры. Наиболее
распространены флогопиты полиморфной модификации 1М, но иногда встречаются
разновидности 2М и ЗТ, а также неупорядоченные структуры, дающие
в рентгеновских дифракционных картинах полосы диффузного рассеяния.
Появление той или иной из этих модификаций или неупорядоченных
кристаллов, по-видимому, не связано ни с особенностями изоморфных
замещений в флогопите, ни с характером парагенезисов. Триоктаэдри-
ческие и диоктаэдрические слюды легко отличаются друг от друга по
порошковым рентгенограммам (Nagelschmidt, 1937), тогда как среди
триоктаэдрических слюд лишь полиморфная модификация 2М
характеризуется своеобразной рентгенограммой, а разновидности ЗТ и 1М в серии
флогопита — биотита не различаются по своим порошковым
рентгенограммам. Параметры элементарных ячеек различных полиморфных
модификаций искусственного флогопита (чистого магнезиального конечного
члена), а также фторфлогопита приведены в табл. 9.
Таблица 9
ПАРАМЕТРЫ ЭЛЕМЕНТАРНОЙ ЯЧЕЙКИ ИСКУССТВЕННЫХ
флогопита и фторфлогопита (Yoder, Eugster, 1954)
в (А)
ь(А)
с (А)
Р

Пространственная
группа
1М
5,314
9,204
10,314
99°54'
Cm
Флогопит
ЗТ
5,314
—
30,430
—
/>3il2
или
-Р3212
2Mi
5,347
9,227
20,252
95°1'
С2/с
Фторфлогопит
1М
5,310
9,195
10,136
100°4'
Cm
ЗТ
5,310
29,943
—
РЗХ12
или
Р3212
Параметры элементарной ячейки фторфлогопита и обычного гидроксил-
флогопита довольно различны, что приводит к различиям в их
порошковых рентгенограммах. Однако эти рентгенограммы тем не менее не могут
служить надежным основанием для диагностики фторфлогопита, так как
вхождение в состав минерала других компонентов может приводить
* Основные особенности структур слюд описаны на стр. 10.
** К настоящему времени выполнены детальные исследования структуры
флогопита методами дифракции электронов (Звягин, Мищенко, 1962) и
рентгеновских лучей (Steinfink, 1962).— Прим. ред.

Флогопит 57
к близким по своим значениям изменениям параметров элементарной
ячейки. Так, при замещении (ОН)" ионом F~ происходит уменьшение
межплоскостного расстояния dmi, однако этот эффект может
маскироваться замещением кремния алюминием, в результате которого dOOi
увеличивается.
Поскольку не было получено рентгеновских снимков монокристалла,
остается неясным, какая из двух полиморфных модификаций AМ и ЗТ)
свойственна синтетическому флогопиту. Марганецсодержащие флогопиты
кристаллизуются преимущественно в виде полиморфной разновидности
1М (Lovinson, Heinrich, 1954).
По мере увеличения содержания железа в флогопите параметр с его
элементарной ячейки уменьшается, несмотря на то что ионный радиус
у Fe+2 больше, чем у Mg+2. Полагают, что эта аномалия обусловлена
большей поляризационной способностью иона Fe+2. Изменение величины
параметра с в зависимости от колебаний содержания железа не позволяет
тем не менее определять этим способом отношение Fe : Mg, так как
параметры элементарной ячейки зависят и от изоморфных замещений кремния
алюминием, калия магнием и натрием, иона (ОН) фтором. Отношение
содержаний железа и магния в флогопите с точностью ±5% можно
определить посредством измерения интенсивностей рефлексов 004 и 005
порошковых рентгенограмм (см. фиг. 12). Это отношение весьма чувствительно
к замещению в системе железо — магний и относительно мало зависит
от содержания других компонентов (Gower, 1957).
Химизм
В табл. 10 приведен ряд типичных химических анализов флогопита,
расположенных в порядке уменьшения отношения Mg : Fe. Ниже
рассматриваются и другие изоморфные соотношения в этом минерале.
В структуру флогопита натрий может входить в большем количестве,
чем в структуру мусковита (например, в анал. 3, табл. 10, отношение
Na : К ~ 1 : 1). В флогопитах могут присутствовать также небольшие
количества Rb, Cs и Ва. Часто в состав флогопита входит немного
марганца; в случае относительно больших его содержаний (например, табл. 10,
апал. 12) слюды называют манганофиллитами. Обычно такие слюды
содержат довольно много магния, в связи с чем их скорее следует
рассматривать как марганцовистые флогопиты, а не как марганцовистые биотиты.
Описан образец с содержанием (МпО + Мп2О3) до 18% (Jakob, 1925).
Октаэдрические положения в нем отчасти заняты ионами Fe+3, Ti, Al
и реже Li.
В одном случае было установлено присутствие TiO2 в количестве
8,97%, причем Прайдер (Prider, 1939) показал, что большая часть Ti
находится в шестерной координации. В этом образце флогопита оказалось
также необыкновенно низкое содержание (ОН, F) (анал. 7). В
искусственном фторфлогопите весь (ОН) замещен фтором (анал. 1).
В общем принято считать, что изоморфизм между мусковитом и серией
флогопита — биотита крайне ограничен. Однако в слюде, изученной
Рамасешаном (Ramaseshan, 1945) и Венкайя (Venkayya, 1949), оказалось
более высокое, чем в мусковите, содержание MgO и более высокое, чем
у флогопита, содержание А12О3 (анал. 11); исходя из этих особенностей
химизма образца, было высказано предположение о его промежуточном

Таблица 10
SiO2
TiO2
A12O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
к2о
F
H2O+
н2о-
OsF
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
i
42,70
—
12,21
0,06
—
—
28,58
0,00
—.
0,06
10,92
9,20
0,20
—
103,93
3,87
100,06
1,522
1,548 (иыч.)
1,549
14±5°
2,882
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
2
41,18
0,39
12,52
0,00
0,30
0,04
27,32
0,00
—
0,88
11,93
6,74
1,06
0,00
102,90
2,84
100,06
—
—
—
—
—
3
35,64
2,83
15,13
2,65
1,55
—
27,62
Сл.
—
3,58
6,49
—
4,23
0,81
100,53
—
100,53
1,549
1,583
1,585
—
2,714
ФЛОГОПИТА
4
38,63
1,11
16,80
1,68
2,79
0,26
23,78
0,00
—
0,68
10,83
0,56
3,21
0,00
100,33
0,24
100,09
—
—
—
—
—
5
40,95
0,82
17,28
0,43
2,38
Сл.
22,95
0,00
0,03
0,16
9,80
0,62
4,23
0,48
100,13
0,26
99,87
1,546
1,588—1,590
1,590
0—13°
2,78
6
40,22
0,27
14,21
1,93
4,90
0,05
24,83
0,32
1,11
0,00
7,58
2,10
3,03
0,04
100,84
0,93
99,91
1,546
1,586
1,586
0—5°
—
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
А1
А1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
F
OH
5,9611 15,833^
2,010/
— 1
7,971
5,947
2,090
0,106aJ
5.974J
0,017
1,946
1,96
8,00
I
[5,84
0,036
0,005
5,767
0,242 [2,40
2,158
3,020
1,000
}4,02
5,047
2,526
■_ 5-8,00
0,301f
0,283^
0,184]
- [6,17
5.830J
0,982 [2,15
1,172
3,997
}4,00
5,5281
2,472/
0,363'
0,120
0,181
0,334!
0,032
5,O72J
5,00
6,10
0,190 2,17
1,978 I
0,2521
3,066/ '
,32
5,7241
2,276
0,5621
0,084
0,340
0,276
1-8,00
6,04
2,263/ 8'00
4.776J
0,034 1,78
4,22
1,746
3,9461
0,278/
5,737
6,23
0,127")
0,029
0,207
0,585
0,006
5.278J
0,049
— [1,493
1,380
0,860
2,880
3,80B
1. Искусственный фторфлогопит (Kolin, Hatch, 1955). Аналитики X. P. Шелл и Р. Л. Крейг.
Структурная модификация 1М.
2. Флогопит, Бёджис, Онтарио (Jakob, Parga-Pondal, 1932). Аналитик Дж. Джекоб.
Структурная модификация 1Ы. (Кроме того, в анализе TijOg 0,54.)
3. Фиолетово-бурые пластинки флогопита иа кристаллического известняка, Монте-Брассио,
Вал-Маленсо, Италия (Pagliani, 1940)- Структурная модификация 1М.
4. Флогопит, Сахаракара, Мадагаскар (Jakob, Parga-Pondal, 1932). Аналитик Дж. Джекоб.
Структурная модификация 2М.
5. Флогопит ив мрамора, мыс Энксити, Нэнси-Саунд, Новая Зеландия (Hutton, 1947).
Аналитик Ф. Т. Сили. Структурная модификация 1М-
6. Флогопит, вамещающий роговую оОманку, район реки Леглиер, Южная Якутия, СССР
(Сердюченко, 1954). (Кроме того, в анализе С1 0,25.)
В том числе Т1+з 0,065.
В том числе Ва 0,060.
В том числе С1 0,060.

1 1
SiO2
TiO2
A12O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
F
H2O+
н2о-
0 = F
Сумма
Np
Nm
Ng
—2V
Уд. в.
40,78
8,97
10,95
2,18
" 3,73
Сл. .
19,66
0,11
0,35
0,11
10,59
0,66
1,87
0,19
100,15
0,27
99,83
1,599
—
1,643
38°
—
8
40,16
0,45
12,65
5,52
4,39
0,03
22,68
0,24
—
—
9,62
—
3,00
—
98,74
—
98,74
—.
—.
—
—
—
9
40,65
0,33
19,88
Сл.
7,89
0,12
15,66
0,14
—.
0,83
9,46
2,57
2,90
—
101,08
1,19
99,89
—
1,630
1,637
—
—
Tаблии
10
38,56
4,95
14,12
5,51
8,25
0,20
15,59
1,06
0,43
0,81
8,68
1,25
1,03
—
100,44
0,53
99,91
1,592
1,650
1,651
22—35°
2,984
а 10 (продолжение)
11
36,51
—
27,38
2,78
1,77
—
17,21
0,53
—
—
9,98
—
3,80
—
99,96
—
99,96
—
1,586
—
<5°
—
12
38,32
1,54
16,51
5,76
1,20
6,24
14,82
0,95
—
1,37
9,23
—
4,22
0,25
100,41
—
100,41
1,575
1,617
1,621
30°
2,98
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
0,992
Mn
Mg
Ca
Na
К
F
OH
5,972"}
1,880 (g
Количества ионов
5,
,00
0,24б]
0,448 I
4,312
0,018J
0,036
1,984
0,298\9
1.862J l
5,85
2,06а
,16
'00
■5,50
5,917)
2,083/
0,1141
0,050
0,613
0,541
0,004
4,180
0,038
— H,85
2,98
в пересчете на 24 (О,
793"!
2,207/8'00 2,184
1,1331 0,327")
0,035 0,562
,940
,015
,327
,021 1
5,616
1,810
2,984/
0,
О,
3,
О,
0,230 \ 2,00в
1,
1,
|2,
230
722 J
158
756
3,91
j}e,oo
0,625
1,041
0,025
3,505
0,171
0,238
•6,09
2,34"
1,672
0,5961
1,037/1
,63
ОН, F)
4,9981
> ft ПП
3,004/ S)UU
1,6931
0,299
0,226
3,439
0,112
5,66
1,970
3,502/ 3'
2,08
50
;}8,oo
•5,31
5,562
2,438
0,388
0,168
0,630
0,146
0,768
3,206 j
0,147
0,386 [2,24
1,710
4,086
7. Титанистый флогопит из флогопит-лейцитового лампроита, Хауэс-Хилл, Западная
Австралия (Prider, 1939). Аналитик X. К. Г. Винсент. Структурная модификация 1М.
8. Флогопит, ассоциирующий с оливином и диопсидовым авгитом, из кимберлита,
месторождение Франк-Смит, Капская провинция, Южная Африка (Williams, 1932).
9. Флогопит из «пневматолитического блока», Монте-Сомма, Италия (Pieruccini, 1950).
Кроме того, в анализе 1ЛгО 0,28, Rb2O 0,37, CS2O сл.)
10. Флогопит, ассоциирующий с пироксеном, из стекловатого риолита, райоп Сан-Хуан,
Колорадо (Larsen et al., 1937).
11. Махадевит, район Восточный Годавари, Индия (Venkayya, 1949). Структурная
модификация 1М.
12. Манганофиллит из пегматита в марганцевом рудном поясе, Чикла, район Бхацдара, Индия
(Bllgrami, 1956). Аналитик С. А. Билграми.
а В том числе Ва 0,020.
6 В том числе Li 0,162.
в В том числе Rb 0,030.
г В том числе Ва 0,254.

60 Породообразующие минералы
положении между мусковитом и флогопитом. Позже было установлено,
что этот образец относится к полиморфной разновидности 1М и имеет
типичный для флогопита небольшой угол 2V. Высокое содержание в нем
А1 объясняется близостью к истониту состава К2 (Mg5Al) [Si5Al302o] •
• (ОНL, а нехватка ионов в шестерной координации по сравнению с
теоретической величиной F) но столь редка у биотитов (см. стр. 79). У
монтмориллонита, описанного Билграми (табл. 10, анал. 12), также
наблюдается пониженное содержание ионов в шестерной координации.
Важное значение слюд как стратегического сырья обусловило
интенсивные исследования по их синтезу. Трудности, возникающие при работе
с высокими давлениями, необходимыми для удержания паров воды,
делают синтез флогопита и вообще любой гидроксилсодержащей слюды
весьма сложной задачей. Фторфлогопит, однако, синтезируется при
атмосферном давлении; эксперименты по искусственному его получению
неоднократно проводились в СССР (Григорьев, 1934, 1944), Японии (Noda,
Sugiyama, 1943), ФРГ и США (Van Valkenburg, Pike, 1952; Eitel et al.,
1953). При ранних экспериментах в качестве источника фтора
использовался флюорит, в связи с чем в конечном счете возникал кальцийсодер-
жащий флогопит. Впоследствии с использованием таких магнезиальных
соединений, как MgF2, NH4F, A1F3 или K2SiF6, был получен
бескальциевый фторфлогопит. Так, при сплавлении при температуре 1350° С шихты,
состоящей из К2СО3) MgO, A12O3 и SiO2 в соответствующих количествах,
с 25% NH4F был получен флогопит с Np 1,518 и Ng 1,554 (Григорьев,
1944). Крупные кристаллы фторфлогопита с очень незначительными
примесями получают в промышленном масштабе по методике, описанной
Хатчем с соавторами (Hatch et al., 1956). Эта методика основана на
внутреннем сопротивлении расплава шихты, весящей несколько сот фунтов
и имеющей состав K2SiFe -f- 6MgO + A12O3 + 5SiO2. При медленном
охлаждении от 1300 до 1000° С в средней части загруженного материала
кристаллизуется фторфлогопит; внешние нерасплавившиеся части шихты
представляют собой как бы сосуд, удерживающий летучий фтор.
Искусственный фторфлогопит имеет гораздо более высокую термостойкость,
чем естественный (устойчив до 1200° С по сравнению с 600—700° С
природного флогопита). В равной мере он устойчив по отношению к
выветриванию и действию кислот и имеет такие же, как и природная слюда,
хорошие диэлектрические и механические свойства. Пока не удалось
разработать метод получения заменителей крупнолистовой природной
слюды, которые могли бы давать однородные пластины, однако
искусственный фторфлогопит — хороший материал для изготовления слюдя-
пой керамики па связке из стекла и для производства слюдяных листов
(слюдинит).
Слюды встречаются в различных геологических условиях, поэтому
очень важно знать свойства и условия устойчивости гидроксильных слюд.
Рой (Roy, 1949) искусственно кристаллизовал флогопит из материала,
полученного в результате разложения природного флогопита при
нагревании. Бесфторовый флогопит был синтезирован методом
гидротермального синтеза с использованием различного исходного материала (Yodcr,
Fugster, 1954). Например, хорошо образованные кристаллы были
получены из смеси MgO, у-глинозема и стекла состава K2O-6SiO2 в результате
нагревания при температуре около 950° С и давлении 15 000 фунтIкв.дюйм
(~ 1050 кг/см2) в течение 24 час. Кривая устойчивости искусственного
флогопита (полученного экспериментально при низком давлении)
воспроизведена на фиг. 20. При условиях, отвечающих области диаграм-

Флогопит 61
мы выше кривой устойчивости, происходит очень медленное разложение
флогопита с образованием форстерита, лейцита, ромбического KAIS1O4
и пара. По оптическим свойствам и удельному весу искусственный
флогопит очень близок к природной слюде такого же состава, и на его
порошковых рентгенограммах наблюдается картина, характерная для
полиморфных разновидностей слюды 1М и ЗТ. Флогопит, синтезированный при
самых низких температурах, т. е. ниже 400° С, судя по порошковой
рентгенограмме, обладает неупорядоченной структурой типа 1М^. Нода и Рой
(Noda, Roy, 1956) показали, что гидроксилфлогопит можно получить
из фторфлогопита при гидротермальной обработке последнего
разбавленным раствором КОН, причем этот переход лучше всего осуществляется
при температуре около 425° С. В ходе этих исследований было
установлено, что между гидроксилфлогопитом и фторфлогопитом при температурах
ниже 450° С изоморфизм крайне ограничен или отсутствует, причем
реакция обмена ионами протекает по следующему уравнению:
KMg3AlSi3O10F2+2@11)- ^ KMg3AlSi3O10(OHJ + 2F-.
Фиксация фтора мусковитом, вероятно, свидетельствует не о частичном
замещении иона (ОН) фтором, а об его разложении и образовании негли-
пистых нерастворимых фторидов (Romo, Roy, 1957). Синтезированы
флогопиты, в которых Mg был замещен Ni, а алюминий галлием. Кривые
устойчивости никелевого флогопита (полиморфные разновидности ЗТ или
1М) и магнезиального флогопита сходны, однако температура равновесной
диссоциации галлиевого флогопита примерно на 100° С ниже, чем у
глиноземистого (Klingsberg, Roy, 1957; De Vries, Roy, 1958). Видимо,
флогопит и другие триоктаэдрические слюды более устойчивы, чем
соответствующие диоктаэдрические слюды.
При выветривании минералов серии флогопита — биотита
образуется «глинистая слюда», аналогичная иллитам, возникающим за счет
мусковита; при дальнейшем выветривании «глинистые биотиты»
превращаются в вермикулиты (Lacroix, 1940; Walker, 1950). При моделировании
процесса «выветривания» в лабораторных условиях с применением
кипячения в 40-процснтном растворе MgCl2 в течение 135 час также образуется
вермикулит (Caillore et al., 1949). Однако Рой и Мамптон (Roy, Mumpton,
1958) предполагают, что при выветривании флогопитов с различным
содержанием железа возникают разные продукты. В частности, эти
исследователи указывали, что маложелезистый флогопит переходит при
выветривании в септехлорит (минерал состава хлорита, но с базальным
межплоскостным расстоянием 7А, см. стр. 191).
Оптические и физические свойства
Верхние пределы значений показателей преломления флогопита
указанные выше, несколько условны и определяются номенклатурой,
в которой к флогопиту отнесены слюды, у которых отношение Mg : Fe
больше 2:1. Обычно по мере увеличения содержания железа (особенно
окисного) как в пределах, упомянутых выше для флогопита, так и вне
этих пределов светопреломление слюд серии флогопита — биотита
возрастает. Попытка установить зависимость светопреломления от
суммарного содержания железа (FeO + Fe2O3) не дала результатов, а
аналогичные попытки выявить зависимость Ng от содержания MgO оказались еще

62
Породообразующие минералы
менее успешными (Heinrich, 1946). Это можно объяснить большим влия-
нием на оптические свойства других ионов, особенно марганца, титана
и фтора. В табл. 11 приведены для сравнения оптические константы
флогопитов с высокими содержаниями этих второстепенных компонентов
Таблица 11
ОПТИЧЕСКИЕ КОНСТАНТЫ НЕКОТОРЫХ ФЛОГОПИТОВ
Np
Nm
Ng
Ng—Np
— 2V
Природный
флогопит
CWinchell,
1951)
1,535
1,564
1,565
0,030
10°

Искусственный
флогопит (Yoder,
Eugster,
1854)
1,548
1,588
0,040
0° или
небольшой
Фторфло-
гопит (Kohn,
Hatch, 195 5)
1,522
1,548
1,549
0,027
14±5°
Титанистый
флогопит
(Prider,
1940)
1,599
1,643
0,044
38°
Мангано-
филлит
(Heinrich,
et at., 1953)
1,548—1,573
1,581—1,636
1,581—1,636
0,024—0,040
0-34°
и природных и искусственных флогопитов, состав которых приближается
к формуле K2MgeAl2Sie02o (OHL. Установлено, что при вхождении в
состав флогопита 1% TiO2 Ng увеличивается примерно на 0,005, а при
замещении всего гидроксила фтором Ng понижается на 0,02. Эти изменения
светопреломления сопоставимы с эффектом, вызываемым увеличением
1,100
1,650
1,600
1,550
-■»■•
•-'* " .'
_L
_L
10
15
20 25
50
35
АО
А5
вес.
фиг. 11. Зависимость между показателем преломления и
химическим составом в серии флогопита — биотита (Heinrich, 1946).
Знаком + обозначено содержание i/2Mn203 + 2(Fe2Oj + TiO2), вес.%.
содержания железа, так как при полной замене магния железом
происходит увеличение Ng примерно на 0,15. При графическом изображении
соотношения между Ng и содержанием FeO + 2 (Fe2O3 + TiO2) была
выявлена почти линейная зависимость (фиг. 11), свидетельствующая, что
Fe+3 и Ti больше влияют на светопреломление, чем Fe+2 (Heinrich, 1946).
При определении зависимости оптических свойств манганофиллита от
состава наилучшие результаты были получены при составлении графика,
в котором в качестве переменной состава было принято х/2 (Мп2О3 +

Флогопит 63
+ MnO) + 2 (Fe2O3 + TiO2), что также свидетельствовало о меньшем
влиянии на светопреломление марганца по сравнению с закисным железом.
Как Холл (Hall, 1941b), так и Хейнрих (Heinrich, 1946) пришли к
выводу, что точная корреляция между оптическими константами и составом
у слюд серии флогопита — биотита невозможна. Лишь в редких случаях
в ряде образцов, содержащих переменные количества всех компонентов,
определяющих светопреломление, за исключением одного из них,
содержание которого остается практически неизменным, можно установить
относительно простую зависимость состав — свойство.
Манганофиллит и титанистый флогопит имеют больший 2V, чем
обычный флогопит. У титанистого флогопита проявляются сильная
дисперсия (г < у) и плеохроизм со следующей схемой абсорбции: по Np —
светлый оранжево-розовый, по Nm — светло-желтый, по Ng —
красновато-бурый (Prider, 1940). Цвет флогопита определяется
преимущественно содержанием железа и титана. У обогащенных титаном флогопитов
независимо от отношения Mg : Fe цвет обычно красновато-бурый. У
малотитанистых разновидностей окраска определяется формой
присутствующего в них железа: у закисножелезистых разностей появляются
голубовато-зеленоватые, а у окисножелезистых — бурые оттенки. Так же как
и светопреломление, окраска флогопитов не коррелируется прямо с их
составом (Hall, 1941a).
В некоторых случаях у флогопита проявляется сильная дисперсия.
Так, Островский и Петров A939) описали флогопит, у которого плоскость
оптических осей в голубом свете располагалась перпендикулярно @10)
BV ~ 8°), в красном свете была параллельна @10) BV ~ 8°), а в желтом
свете 2V был равен 0°. Иногда в флогопите присутствуют игольчатые
включения рутила или турмалина, ориентированные в определенных
направлениях [перпендикулярно @10) и под углом 60° друг к другу].
Именно присутствие таких иголок обусловливает так называемый
астеризм, наблюдающийся при рассматривании сквозь тонкую пластинку
слюды точечного источника света. Окраска и включения распределяются
в кристаллах флогопита зонально, причем в зонах, лишенных
включений, астеризм не проявляется. Зональность может быть ритмической
(например, перемежаемость светло- и темно-зеленых зон) или простой
(например, буроватое ядро и светло-желтая краевая зона) (Watson,
1955). В большинстве случаев ядра зональных кристаллов темнее, чем
краевые части, и если светопреломление центральных и внешних частей
таких кристаллов различно, то в более темных зонах оно имеет большую
величину.
По внешним признакам и физическим свойствам флогопит
представляет собой типичный слюдяной минерал. При продолжительном
истирании кристаллическая решетка флогопита разрушается меньше, чем
у мусковита, хотя последний обладает большей механической
прочностью. Изучение анизотропии твердости флогопита показало, что у этого
минерала, так же как и у мусковита, в плоскости @01) минимальная
твердость наблюдается в направлении ж, а максимальная—в направлении у
(Bloss et al., 1959). При замещении алюминия четверной координации
бором твердость фторфлогопита уменьшается, а замещение калия барием
приводит к значительному увеличению твердости. Искусственный фтор-
флогопит несколько тверже природного гидроксилфлогопита, что
связывают с большей поляризационной способностью иона гидроксила.
Флогопит часто образует крупные таблитчатые
псевдогексагональные кристаллы, легко раскалывающиеся по {001} и иногда обнаруживаю-

64 Породообразующие минералы
щие при этом люминесценцию. Способность флогопита, как и мусковита,
расщепляться на очень тонкие спайные чешуйки изучалась интерферо-
метрически (Tolansky, 1948). При нагревании до 200° С у флогопита
возникает мозаичная структура и снижается теплопроводность, тогда как
у мусковита такой эффект не проявляется (Powell et al., 1937).
Диагностические признаки
Флогопит обычно легко отличить от мусковита, имеющего больший
угол 2V, а также от более железистых биотитов, имеющих относительно
более высокое светопреломление. Лепидолит часто похож па флогопит
по своему внешнему облику и оптическим свойствам; лучше всего эти
минералы различаются при помощи паяльной трубки (окрашивание
пламени литием), а также по порошковым рентгенограммам.
Парагенезис
На фиг. 21 отражены соотношения между составом минералов серии
флогопита — биотита в целом и парагенезисами, в которых эти минералы
встречаются. Флогопит характерен главным образом для метаморфизован-
ных карбонатных пород и ультраосновных пород. Он широко
распространен в доломитовых мраморах контактной зоны гранитного массива Керигу,
Французские Пиренеи (Struwe, 1958). Здесь флогопит рассеян по всей
массе гранита, а также слагает линзы, пласты и неправильные агрегаты.
Размеры кристаллов колеблются от 0,1 до 1 см, причем границы зерен
могут быть как четкими (грани псевдогексагональных кристаллов), так
и неправильными. Часто встречаются тесные срастания флогопита с
карбонатной основной массой; иногда длина кристаллов флогопита в
направлении оси 2 в пять раз больше, чем их ширина. Метаморфизм этих
мраморов рассматривается как существенно изохимический, однако обычно
их трудно отличить от других термически метаморфизованных
карбонатных пород; какие-либо признаки, позволяющие судить о механизме
образования флогопита, отсутствуют. Источник калия, необходимого для
образования флогопита, не ясен; предполагаются различные реакции
образования этого минерала с участием иллита и доломита, иллита и хлорита
или доломита и обломочного полевого шпата.
Во многих районах проявления термального метаморфизма
образование флогопита связано с метасоматозом с привносом фтора. Так, близ
горы Мансиё флогопит с включениями кальцита встречается в шшшелево-
хондродитовом кальцифире на контакте с дайками фтордиопсидового
пегматита. С флогопитом здесь ассоциируют паргасит, скаполит,
везувиан, пренит, апатит и сфен. В районе Карлингфорд, графство Лоут,
Ирландия, в термически метаморфизованных и подвергшихся
метасоматозу карбонатных породах флогопит ассоциирует с монтичеллитом,
шпинелью, апатитом, везувианом и куспидином, Ca4Si207F2 (Osborne, 1932).
В гидротермально измененных контактных мраморах Айрон-Хилл,
Колорадо, флогопит встречен вместе с эгирином и натрийсодержащим
тремолитом (Larson, 1942). Редкие флогопит-пироксеновыескарны обнаружены
на контакте серпентинитов и эпидиоритов в Лрдгур, графство Аргайлл
(Drevcr, 1940).

Флогопит 65
Флогопит представляет собой характерный продукт регионального
метаморфизма магнезиально-карбонатных пород, загрязненных
силикатными примесями; образование его в этом случае связывается с реакциями
между доломитом и ранее образовавшимся калиевым полевым шпатом
или мусковитом:
3CaMg(CO3J + KAlSi3O8 + H2O -> (OHJKMg3AlSi3O10 + 3CaCO3 + 3CO2,
Доломит Калишпат Флогопит
3CaMg(CO3J + (OHJKAl3Si3Oio -» (OHJKMg3AlSi3010 + ЗСаСО3 + ЗСО2+А12О3.
Доломит Мусковит Флогопит
Избыток алюминия, возникающий при второй реакции, может
связываться в шпинель. Ассоциация кальцита и флогопита в мраморах, относящихся
к амфиболитовой фации, рассматривалась Рамбергом (Ramberg, 1952),
который пришел к выводу, что эта ассоциация устойчива лишь в
отсутствие избыточной примеси кремнезема:
(OHJKMg3AlSi3O1() + 3CaCO3 + 6SiO2 -> KAISi3O8+3CaMgSi2Oe + 3CO2-|-H2O,
Флогопит Кальцит Калишпат Диопсид
Однако в кремнеземистых магнезиальных известняках амфиболитовой
фации Глен-Уркварт, графство Инвернесс, флогопит ассоциирует с
микроклином и диопсидом, а также с плагиоклазом, тремолитом и эпидотом,
в связи с чем Франсис (Francis, 1958) пришел к выводу, что флогопит
образует равновесные парагенеаисы как с кальцитом и микроклином, так
и с кальцитом и кварцем *.
Среди магматических пород флогопит присутствует главным образом
в ультрабазитах. Особенно характерен он для кимберлитов (табл. 10,
анал. 8), в которых его содержание обычно равно 6—8%. Иногда флогопит
в кимберлитах окружен реакционными каемками, состоящими из рудного
минерала, хлорита и кальцита; в других случаях сам флогопит образует
каемки, корродирующие зерна хромсодержащего диопсида. В некоторых
кимберлитовых трубках присутствуют включения мономинеральных фло-
гопитовых и флогопитсодержащих пород (Holmes, 1936). Генезис этого
флогопита неясен, но, вероятно, он образовался в результате метасома-
тического замещения перидотита с привносом F, P, Ti и СО2. Особенно
обогащены флогопитом кимберлиты района Бачелор-Лейк, Квебек, в
которых содержание магнезиальной слюды обычно составляет 20—25%. В этих
кимберлитах в больших количествах присутствуют также оливин и
кальцит, а в качестве второстепенных минералов — авгит, перовскит,
магнетит и апатит. Во многих случаях в кристаллах флогопита наблюдается
нормальная, обратная и ритмическая зональность, входная с
зональностью, описанной Вагнером (Wagner, 1914) для флогопитов из кимберлитов
Южной Африки.
В некоторых обогащенных лейцитом породах флогопит является
первичным минералом. В районе Уэст-Кимберли, Западная Австралия,
флогопит встречается в массивных, пористых и обломочных породах,
состоящих из переменных количеств лейцита, катофорита и диопсида
(Prider, 1939; Wade, Prider, 1940). В этих лавах флогопит присутствует
как во вкрапленниках, так и в основной массе. Для флогопита (табл. 10,
* Условиям генезиса флогопита в карбонатных породах посвящена обширная
отечественная литература (см., например, М. Л и ц а р е в, Тр. ИГЕМ АН СССР,
67, 1961). Метасоматические процессы здесь, видимо, играют более важную роль,
чем об этом говорят авторы.— Прим. ред.
5 j* 1263

66 Породообразующие минералы
анал. 7) характерно пониженное содержание (ОН, F), что Прайдер (Pri-
der, 1939) предположительно связывает либо с потерей летучих минералов
во время интрузии или экструзии в условиях низкого давления вблизи
поверхности, либо с кристаллизацией из чрезвычайно «сухой» магмы.
Описаны и другие флогопит- и лейцитсодержащие породы — вайомин-
гиты (лейцит, флогопит, пироксен) (Cross, 1897) и юмиллиты (лейцит,
флогопит, пироксен, оливин, санидин) (Osann, 1906). Флогопит также
входит в состав анкомпагритов, оливиновых пироксенитов и пироксенитов
Айрон-Хилл, Колорадо (Larsen, 1942). В ассоциации с апатитом и
кальцитом флогопит слагает жилы в пироксеновых породах (Landes, 1938),
где его образование предположительно связывается с отложением из
пегматитового раствора, контаминированного доломитом или доломитистым
известняком. Кроме того, флогопит присутствует в жильных породах
(керсантитах и минеттах), а также в риолитах региона Сан-Хуан [слюда,
описанная Ларсеном (Larsen, 1937) как биотит]. Из немногочисленных
хорошо изученных месторождений манганофиллита большая часть
связана, как это имеет место, в частности, в районе Лонгбан, Швеция, с
марганцевыми месторождениями метасоматического происхождения. Бил-
грами (Bilgrami, 1956) описал манганофиллит (табл. 10, анал. 12) из
района Чикла, Индия, связанный с пегматитом, контаминированным
марганцевой рудой.
Соотношения между экспериментально определенной кривой
устойчивости флогопита и кривыми плавления гранитов и базальтов (Yodor,
Eugster, 1954) рассматриваются в разделе, посвященном биотиту.
ЛИТЕРАТУРА
В ilerami S. А., 1950. Manganese silicate minerals from Chikla, Bhandara district,
" India, Mineral. Mag., 31, 236.
В 1 о s s F. D., Shekarchi E., Shell H.R., 1959. Hardness of synthetic and
natural micas, Am. Mineral., 44, 33.
Caillere S., Henin S., Guennelon R., 1949. Transformation experimen-
tale du mica en divers types de mineraux argileux par separation des feuillets,
Compt. Rond. Acad. Sci. Paris, 228, 1741.
Cross W., 1897. The igneous rocks of the Leucite Hills and Pilot Butte, Wyoming,
Am. Journ. Sci., ser. 4, 4, 115.
DeVries R.L., Roy П., 1958. The influence of ionic substitution on the
stability of micas and chlorites, Econ. Geol., 53, 958.
D r e v e r H. I., 1940. The geology of Ardgour, Argyllshire, Trans. Roy. Soc. Edin.,
60, 141.
Eckermann H. von, 1922. The rocks and contact minerals of the Mans jo
Mountain, Geol. For. Forh., Stockholm, 44, 205.
R i t e 1 W., Hatch R. A., Denny M. V., 1953. Synthetic mica investigations,
II, The role of fluorides in mica batch reactions, Journ. Am. Ceram. Soc, 36, 286.
Francis G. H., 1958. Petrological studies in Glen Urquhart, Inverness-shire, Bull.
Brit. Mus. (Nat. Hist.), Min., 1, 123.
G о w e r J. A., 1957. X-ray measurement of the iron-magnesium ratio in biotites, Am.
Journ. Sci., 255, 142.
G r i g о r i e v D. P., 1934. The preparation of artificial magnesian mica, Centr. Min.
Geol., 219.
Григорьев Д. П., 1944. Синтез и исследования флогопита, Докл. АН СССР,
43, 63.

Флогопит 67
II а 1 1 A. J., 1941a. The relation between colour and chemical composition in the bioti-
tes, Am. Mineral., 26, 29.
Hall A. J., 1941b. The relation between chemical composition and refractive index
in the biotites, Am. Mineral., 26, 34.
Hatch R. A., Humphrey R. A., W о r d e n E. C, 1956. Synthetic mica
investigations VIII, The manufacture of fluorphlogopite by the internal electric-
resistance melting process, U. S. Bureau of Mines, Report of Investigations 5283.
Heinrich E. W., 1946. Studies in the mica group; the biotite — phlogopite series,
Am. Journ. Sci., 244, 836.
Heinrich E. W., Levinson A. A., Lcvandowski D. W.,
Hewitt С. Н., 1953. Studies in the natural history of micas, University of
Michigan Engineering Research Inst. Project M. 978, final report.
Holmes A., 1936. A contributions to the petrology of kimberlite and its inclusions,
Trans. Geol. Soc. S. Africa, 39, 379.
H u t t о n C. O., 1947. Contributions to the mineralogy of New Zealand, Part 3, Trans.
Roy. Soc. New Zealand, 76, 481.
Jakob J., 1925. Beitrago zur chemischen Konstitution der Glimmer, 1, Mitteilung:
Die schwedischen Manganophylle, Zeit. Krist., 61, 155.
Jakob J., P a r g a - P о n d a 1 I., 1932. Beitrage zur chemischen Konstitution
der Glimmer, X. Mitteilung: Uber die Rolle des Titans in den Phlogopiten,
Zeit. Krist., 82, 271.
Klingsberg C, Roy 11., 1957. Synthesis, stability and polytypism of nickel
and gallium phlogopite, Am. Mineral., 42, 629.
К о h n J. A., Hatch R. A., 1955. Synthetic mica investigations, VI, X-ray and
optical data on synthetic fluorphlogopite, Am. Mineral., 40, 10.
Lacrois A., 1940. Les transformations mmeralogiques secondaires observes dans
les gisements de phlogopite de 1'extreme sud de Madagascar, Compt. Rend. Acad
Sci. Paris, 210, 353.
I, a n d e s К. К., 1938. Origin of the Quebec phlogopite-apatite deposits, Am. Mineral.,
33, 359.
Larsen E. S., 1942. Alkalic rocks of Iron Hill, Gunnison County, Colorado, U. S.
Geol. Surv., Prof. Paper 197-A.
Larsen E. S., G о n у с r F. A., Irving J., 1937. Petrologic results of a study
of the minerals from the tertiary volcanic rocks of the San Juan Region, Coloru
do — 6, Biotite, Am. Mineral., 22, 898.
Nagclschmidt В., 1937. X-ray investigations on clays, Part 3, Zeit. Krist
97, 514.
N о d а Т., Roy R., 1956. OII-F exchange in fluorine phlogopite, Am. Mineral.,
41, 929.
Noda Т., Sugiyama S., 1943. Chemical compositions and optical properties of
synthetic micas, Journ. Soc. Chem. Ind. Japan, 46, 760.
Osann A., 1906. Tiber einige Alkaligcsteine aus Spanien, Festschr. Rosenbusch,
Stuttgart, 262.
О s b, о г n о G. D., 1932. The metamorphosed limestones and associated contaminated
igneous rocks of the Carlingford district, Co. Louth, Geol. Mag., 69, 209.
Островский И. А., Петров В. П., 1939. Дисперсия флогопита из Слюдян-
ского месторождения, Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 105.
Р a g I i a n i G., 1940. Flogopite e titanolivina di Monte Braccio (Val Malenco), Atti
Soc. Ital. Sci. Nat. Mus. Civ. Milano, 79, 20 (M. A. 7—106).
Pieruccini R., 1950. La mica di un blocco pneumatolytico del Monte Somma ed
i minerali che l'accompagnano, Mem. (Atti) Soc. Toscana Sci. Nat., ser. A, 57,
(M. A. 11—391).
Powell R. W., Griffiths E., Wood W. A., 1937. The variation with
temperature of the thermal conductivity and the X-ray structure of some micas, Proc.
Roy. Soc. London, A., 163, 189.

68 Породообразующие минералы
Р г i d е г R. Т., 1939. Some minerals from the leucite-rich rocks of the West Kimberley
area, Western Australia, Mineral. Mag., 25, 373.
Ramaseshan S., 1945. Mahadevite — a new species of mica, Proc. Ind. Acad.
Sci., A., 222, 177 (M. A. 9—189).
R a m b e r g H., 1952. The origin of metamorphic and metasomatic rocks, Chicago.
R о m о L. A., Roy R., 1957. Studies of the substitution of OH~ by F~ in various
hydroxylic minerals, Am. Mineral., 42, 165.
Roy R., 1949. Decomposition and resynthesis of the micas, Journ. Am. Ceram. Soc,
32, 202.
Roy R., Mumpton F. A., 1958. Weathering studies: 2, A note on the conversion
of plilogopite to septechlorite, Journ. Geol., 66, 324.
Сердюченко Д. П., 1954. Асбестовидный флогопит из южной Якутии, Докл.
АН СССР, 97, 151.
S truwe H., 1958. Data on the mineralogy and petrology of the dolomite-bearing
northern contact zone of the Querigut granite, French Pyrenees, Leidse Geol.
Mededel., 22, 237.
Tolansky S., 1948. Multiple-beam interferometry of surfaces and films, The
Clarendon Press, Oxford.
Van Valkenburg A., Pike R. G., 1952. Synthesis of mica, Journ. Research.
Nat. Bur. Standards, U. S. A., 48, 360.
Venkayya E., 1949. A new occurrence of mahadevite, Proc. Ind. Acad. Sci., A.,
30, 74 (M. A. 11—19).
Wade A., P r i d e r R. Т., 1940. The leucite-bearing rocks of the West Kimberley
area, Western Australia, Quart. Journ. Geol. Soc, 96, 39.
Wagner P. A,, 1941. The diamond fields of South Africa, Johannesburg.
Walker G. F., 1950. Trioctahedral minerals in the soil clays of north-east Scotland,
Mineral. Mag., 29, 72.
Watson K. D., 1955. Kimberlite at Bachelor Lake, Quebec, Am. Mineral., 40, 565.
Williams A. F., 1932. The genesis of the diamond, London, Chap. II, 381.
Wine hell A. N., Winchell H., 1951. Elements of optical mineralogy, Part II,
John Wiley and Sons, Inc., New York.
Y о d e r H. S., E u g s t e r H. P., 1954. Phlogopite synthesis and stability range,
Geochim. et Cosmochim. Acta, 6, 157.
* Звягин Б.Б., Мищенко К. С, 1962. Данные электронографии о структуре
флогопита — биотита, Кристаллография, 7, № 4.
♦Steinfink H., 1962. Crystal sructure of a trioctahedral mica: phlogopite, Am.
Mineral., 47, No. 7—8.
* Дополнения редактора.

Биотит
K2(Mg, Fe+2)e_4(Fe+3, Al, TiH_5
x[Sie_5Al2_3O20]O0_2(OH,FL_2
X
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np 1,565—1,625
Nm 1,605—1,696
Ng 1,605—1,696
Ng—Np 0,04—0,08
—2V 0—25°
Ng:z 0—9°
Nm= у; пл. о. о. @10)
Дисперсия Слабая
Железистые биотиты г < v
Магнезиальные биотиты г i
Уд. в.
Тв.
Спайность
010
Двойникование
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
ячейка
2,7-3,3
2,5—3
По {001} , совершенная
Плоскость двойникового срастания {001}, двойниковая ось [310]
Черный, темно-бурый, красновато-бурый или зеленый; в
шлифах желтый, бурый или зеленый
Сильный
По Np — серовато-желтый, буровато-зеленый или бурый,
но Nm = Ng — темно-бурый, темно-зеленый или темный
красновато-бурый
а 5,3, Ь 9,2, с 10,2 А, р 100°
Z = l. Пространственная группа Ст. (полиморфная
модификация 1М)
Обесцвечивается и разлагается серной кислотой
Термин «биотит» используется здесь для обозначения железистой
триоктаэдрической слюды, условная граница которой с флогопитом
определяется отношением Mg : Fe < 2 : 1. Свое название минерал получил
в честь минералога Ж. Б. Биота. Для обозначения минералов группы
биотита употреблялись многочисленные названия, из которых
наибольшее распространение получили такие термины, как «аннит», «сидерофил-
лит» и «лепидомелан». Смысл этих терминов рассматривается в разделе,
посвященном химизму. Поскольку флогопит и биотит представляют собой
члены непрерывной серии как в отношении химизма, так и в структурном
отношении, многие характеристики, рассмотренные в разделе,
посвященном флогопиту, присущи также биотиту.
Структура
В идеальном случае у биотита, так же как и у флогопита, все окта-
эдрические положения катионов слюдяной структуры полностью
заняты. Хендрикс и Джефферсон (Hendricks, Jefferson, 1939) приводят

70
Породообразующие минералы
1М
2М
ЗТ
а = 5,
в=5,
а=5,
3
3
3
Ь=9
Ь=9
,2
-2
е=10,
с=20,
с=30,
2А
2А
ОА
следующие параметры элементарных ячеек полиморфных модификаций
биотита:
0 = 100° Пространственная
группа Cm
|3 = 95° Пространственная
группа С2/с
Пространственная
группа С3412 или
С3212
Были описаны также биотиты с шести-, восемнадцати- и двадцати-
четырехслойными триклинными элементарными ячейками. Однако они
встречаются редко, и по крайней мере одна из структур (шестислойная),
1
I
0,8
0,6
/
/
г
^ 0 10 20 30 40 50 БО 70 80 90 100
I— Содержание Fe в октаздрических положениях
Ф И г. 12. Зависимость отношения интенсивностей
наблюдаемых рентгеновских отражений от содержания железа
в серии флогопита — биотита (Gower, 1957).
как было недавно показано (Hendricks et al., 1953), относится к более
простой полиморфной модификации AМ). У безглиноземистого биотита,
K2Fe+jFe+2Si602o (OHL, синтезированного Уонесом (Wones, 1958a),
установлена трехслойная элементарная ячейка с параметрами а 5,43, b 9,40,
с 30,49 А. Хотя по форме и размерам эта ячейка является гексагональной,
ее истинная симметрия моноклинная при Р 90° (Donnay, Kingman, 1958).
Структура этого биотита, возможно, аналогична структуре, описанной
для лепидолита на стр. 103. Согласно рентгенограммам, нередки смеси
полиморфных модификаций и неупорядоченные структуры. Полиморфные
модификации биотита, в частности ЗТ и 1М, по порошковым
рентгенограммам неразличимы, в противоположность тому как это имеет место
для мусковита. В этих целях можно использовать вейссенбергограммы,
но и на них обнаруживаются лишь незначительные различия, и их
интерпретация должна осуществляться с предосторожностями. Ориентировку
монокристаллической чешуйки нельзя определить оптическими способами
в связи с небольшими значениями 2V и двупреломления, однако при
помощи лауэграмм можно выявить особые кристаллографические
направления, которые затем уточняются другими рентгеновскими методами.

Биотит 71
Порошковые рентгенограммы, однако, пригодны для того, чтобы отличить
минералы серии флогопита — биотита от диоктаэдрических слюд (Nagel-
schmidt, 1937). Взаимосвязи между структурными модификациями биотита
и их химическим составом пока не установлены, однако существуют
некоторые указания, что биотиты из одного и того же района преимущественно
относятся к одной и той же полиморфной модификации. Так, биотиты
в нефелиновых сиенитах района Банкрофт, Канада, преимущественно
относятся к типу 1М, а биотиты из кварцевых диоритов юго-восточной
части США представлены главным образом полиморфной модификацией
2М. Влияние содержания железа на параметры элементарной ячейки
слюд было рассмотрено в разделе, посвященном флогопиту. Размеры
элементарной ячейки зависят от изоморфных замещений нескольких типов
с участием Mn, Al, F, а также Fe, в связи с чем отсутствует какой-либо
надежный косвенный метод определения отношения Mg : Fe в биотите.
Для определения этого отношения в пределах всей серии флогопита —
биотита применима методика измерения отношения интенсивностей
порошковых рентгенограмм. В этих целях предлагалось использовать
рефлексы 004 или 110 (Берхин, 1954), тогда как по методу Гоуэра (Gower,
1957) при сравнении интенсивностей рефлексов 004 и 005 в
благоприятном случае можпо определить величину отношения Fe/(Fe + Mg) с
точностью ^5% (фиг. 12). Последняя методика, по-видимому, дает лучшие
результаты, если у изучаемых образцов в октаэдрических положениях
присутствуют сравнительно небольшие количества Al (Engel, Engel,
1960).
Химизм
В табл. 12 приводятся представительные химические анализы
биотитов из магматических пород, расположенные в порядке увеличения
отношения Fe/Mg. Химический состав биотитов метаморфических пород
представлен в табл. 13.
Общая формула биотита имеет следующий вид:
K2(Fe+2, MgN_4(Fe+3, Al, Ti)o-2(Sie_5Al2~3H20-22(OH, FL_2.
Большая часть составов биотитов на диаграмме фиг. 13 попадает в поле,
ограниченное 4 конечными членами — флогопитом, аннитом, истонитом
и сидерофиллитом. Таким образом, магний флогопита в биотите
замещается закисным железом, а также трехвалентными ионами (Fe+3, Al), тогда
как алюминий замещает кремний в тетраэдрических положениях, причем
последнее изоморфное замещение осуществляется в таких размерах, что
отношение Al : Si становится больше 2:6. Иногда разделяют и сами
биотиты, причем наиболее богатые железом (Fe+2 -f- Fe+3) разности
называют лепидомеланами (например, табл. 12, анал. 14). Биотиты, в составе
которых мало магния или он совершенно отсутствует, много закисного
железа и мало окисного железа, описываются как сидерофиллиты, хотя
их состав не всегда попадает в пределы поля фиг. 13. Так, состав биотита,
представленного химическим анализом 13 (табл. 12), очень близок к
формуле К2 (Fe+gAl2)(SieAl2H2o (ОН, FL, причем интересно отметить, что
количество атомов группы У значительно меньше 6. Другой «сидерофил-
лит» (табл. 12, анал. 15) по составу близок к формуле К2 (Fe+a, Li, AlHSi6
А1202о (ОН, FL. В этом минерале наблюдается замещение алюминия

72 Породообразующие минералы
литием, и он очень близок по составу к идеальной триоктаэдрической
слюде.
Кроме того, в биотите обычно проявляются следующие изоморфные
замещения:
Калий замещается натрием, кальцием, барием, рубидием,
цезием (например, табл. 13, анал. 15). Среди этих элементов
обычно в наибольшем количестве присутствует в составе
биотита натрий, содержание которого, однако, редко превышает
0,5 атома на формульную единицу.
Двухвалентное железо замещается марганцем в количествах,
редко превышающих 0,2 атома на формульную единицу.
,, Алюминий замещается литием (табл. 12, анал. 15, см. также
«Циннвальдит»).
Фтор может замещать ионы гидроксила, причем суммарное
количество ионов (ОН + F) часто меньше 4— обычного числа ионов в этой
Атит Сидерофилящп
K2Fe6[Si6At2OM](OHL
Биотиты
Флогопиты
Флогопит Истопит
ф иг. 13. Поля составов
слюд серии флогопита —
биотита.
Большая часть составов слюд этой
серии попадает в пределы этих
полей. Граница между биотитом
и флогопитом условная и
проведена у значения Mg : Fe = 2 : 1.
позиции *. Изоморфная примесь фтора в биотите появляется
преимущественно при относительно повышенном содержании титана. Ион (ОН)
в слюдах также может замещаться хлором; особенно богатый хлором
биотит (табл. 13, анал. 16) описан Ли (Lee, 1958). Высокое содержание
хлора не оказывает никакого влияния на оптические свойства биотита,
так как окраска и светопреломление его в этом случае как раз такие,
какие следует ожидать, судя по содержаниям FeO, MgO и TiO2- Роль
титана в структуре биотита остается отчасти неясной. Этот элемент
занимает преимущественно октаэдрические положения, однако, по мнению
некоторых исследователей, он может также в небольших количествах
замещать кремний. В ряде химических анализов биотита обнаруживается
нехватка атомных количеств кремния и алюминия для заполнения всех
тетраэдрических положений (например, табл. 12, анал. 10); для таких
* Очень низкое содержание (ОН, F) у биотитов, возможно, обусловлено
ошибкой, вызванной трудностями химического анализа, и не отражает особенностей химизма
минерала; иногда такого рода погрешности могут быть связаны с
недоопределением хлора.

Таблица 12
химический состав биотита (магматические породы)
SiO2
TiO2
A12O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K2O
RboO
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
1
38,22
2,96
14,71
3,83
13,44
0,52
13,45
1,46
—
0,50
7,90
. .
1,89
0,60
99,56
—
99,56
1,637
1,637
0°
2,997
2
39,14
4,27
13,10
12,94
5,05
0,14
12,75
1,64
—
0,70
6,55
1,11
2,41
0,58
100,38
0,46
99,92
1,594
1,671
1,672
10—25°
2,862
3
34,33
3,63
14,80
2,48
19,07
0,35
11,62
1,56
0,36
0,65
8,16
2,38
2,32
0,18
101,89
1,01
100,88
1,598
1,651
1,652
—
—
4
37,35
5,28
15,82
4,42
15,43
0,02
10,25
1,30
—
0,52
8,16
1,25
0,60
~
100,40
0,53
99,87
1,602
1,663
1,664
5°
—
5
34,96
3,99
15,29
2,90
18,30
0,39
10,42
1,11
0,33
0,41
7,99
1,17
3,07
0,41
100,74
0,49
100,25
1,596
1,646
1,650
—
—
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
А1
А1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
OH
5,859
2,141
0,518
0,342
0,442
1,724
0,067
3,073
—
0,239
0,150
1,546
—
.
1.932
8,00
•6,17
1,94
1,93
5,790
2,210
0,074
0,474
1,440
0,625
0,017
2,811
0,260
0,199
1,236
0,519
2,378
8,00
5,44
■1,70
5,262
2,688
0,418
0,286
2,454
0,046
2,664
0,222
0,256
0,194
1,600
1,172
2,382
8,00
6,04
2,05
3,55
5,7871
2,213 J
0,677-1
0,615
0,514 |
2,000 \
0,002
2,367 |
— J
0,216"\
0,156 {
1,612 f
0,611-1
0,620 \ 1.231
8,00
6,18
1,98
5,344
2,656
0,102
0,460
0,336
2,346
0,050
2,382
0,202
0,182
0,122
1,562
0,572
3,140
•8,00
5,88
■1,87
3,71
1. Биотит из диорита, долина |Хохловска, Татры, Польша (Zastawniak, 1951). (Кроме того,
в анализе Р2О5 0,08.)
2. Биотит из кварцевого латита, Олборото, район Сан-Хуан, Колорадо (Larsen et al., 1937).
Аналитик Ф. А. Гонье.
3. Биотит из тоналитового гранодиорита, Кайрнсмор-оф-Карсфайрн, графство Кёркудбри,
Шотландия (Deer, 1937). Аналитик У. А. Дир.
4. Бурый Сиотит из норита, Оатолит Южной Калифорнии (Larsen, Dralsln, 1950). Аналитик
Ф. А. Гонье.
5. Биотит из гибридного горнблендита, Кайрнсмор-оф-Карсфайрн," графство Кёркудбри,
Шотландия (Deer, 1937). Аналитик У. А. Дир.

SiO2
TiO2
АЬОЗ
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K,0
Rb2O
F
H2O+
н2о-
O^F
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
6
36,67
3,39
17,10
4,58
16,36
0,04
9,20
0,38
—
0,21
9,17
.—
1,37
1,98
~
100,45
0,57
99,88
1,604
1,656
1,656
0°
—
7 "
38,30
3,60
13,99
3,98
20,24
0,09 .
7,96
0,90
—
0,50
8,31
.—.
0,32
1,63
~
99,84
0,13
99,71
1,608
1,666
1,666
2°
—
T аб
8
37,80
0,62
12,87
4,86
21,03
0,88
8,22
—
1,53
8,65
—
3,51
-;
100,15
—
«100,15»
—
—
—
—
лица 12 (продолжение)
9
34,64
3,48
16,30
3,22
19,94
0,31
8,23
1,03
0,25
0,80
7,90
1,69
2,88
0,64
101,31
0,73
100,58
1,595
1,652
1,656
—
—
10
33,42
3,14
12,22
9,41
21,83
0,72
6,84
—
—
1,02
7,86
—
—
4,32
"
100,78
—
100,78
—-
—
—
—
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
Al
Л1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
OH
5,623
2,377
0,713
0,390
0,528
2,098
0,005
2,103
—
0,062
0,062
1,792
—
0,664
2,024
1 8,00
5,84
— J
,062 Л
,062 I . 92
7Q9. ( 1>J*
,792 j
:}'■
69
6,015)
1,985 J 8'00
6,03
0,605 1
0,424
0,470
2,659
0,012
1,863
— J
0,151^
0,150 J g7
1,664 > I>J7
J
5,894 \
2,106/
0,254 ч
0,072
0,568
2,738
0,116
1,907
0,462
1,718
8,00
f 5,66
2,18
3,644 f 3-64
5,326
2,674
0,282")
0,402
0,374
2,572
0,040
1,892
0,166
0,170*
0,240
1,556
8,00
5,73
1,97
0,834 )
2,966 f 3,
80
,233
,256
,370
,108
,860
,095
,596
— J
л
,308 J
,571 f
7,49
6,03
4,512
6. Еиотит из тоиалита, Лейквью, батолит Южной Калифорнии (Larsen, Draisin, 1950). Апа-
литик Ф. А. Гоыье.
7. Биотит из гранодиорита, Вудсон, батолит Южной Калифорнии (Ьагзеп, Draisin, 1950).
Аналитик Ф. А. Гонье. (Кроме того, в анализе ВаО 0,02.)
8. Лепидомелан из нефелинового сиенита, Лавен, Норвегия (Kunitz, 1929). Аналитик В. Ку-
нитц.
9. Биотит из адамеллита, Кайрнсмор-оф-Карсфайрн, графство Кёркудбри, Шотландия (Deer,
1937). Аналитик У. А. Дир.
10. Лепидомелан из пегматоидного нефелинового сиенита, Брейвик, Норвегия (Kunitz, 1924).
Аналитик В. Кунитц.

Таблица 12 (продолжение)
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
PeO
MnO
MgO
GaO
Li2O
Na2O
K2O
Rb2O
F
H2O+
н2о-
0=F
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
11
37,17
3,14
14,60
3,75
26,85
0,06
4,23
0,17
—
0,15
8,25
—
0,85
1,35
—
100,57
0,36
100,21
1,610
1,676
1,677
5°
—
12
35,40
2,14
11,82
9,52
25,09
0,67
0,95
Сл.
—
1,54
9,02
—
3,64
0,00
«99,86»
—
«99,86»
1,653
1,653
0°
—
13
39,60
0,21
22,80
0,79
20,98
0,29
0,46
1,52
0,00
Сл.
8,95
2,03
2,93
0,24
100,80
0,85
99,95
1,582
1,625
1,625
3,04
14
37,38
1,84
11,89
4,38
28,65
0,41
0,22
0,16
0,77
0,39
8,78
—
4,36
1,84
0,67
101,94
1,86
100,08
1,600
—
1,654
6°
—
15
37,01
0,02
15,89
Сл.
30,16
1,01
0,22
0,10
1,01
0,58
9,02
0,19
3,88
1,92
0,00
101,37
1,68
99,69
1,590
1,640
1,640
3,121
16
42,24
0,18
19,62
2,02
18,64
0,30
0,08
0,11
1,90
0,14
8,84
5,02
2,35
0,48
102,01
2,11
99,90
_
1,602
1,606
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
Oil
5,972
2,028
0,736 ч
0,379 I
0,454 I
3,608 1-6,20
0,007 I
1,013 I
- J
0,029 Л
0,046 J
1,691 (
0,431 1
1,446 f
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
1,77
5,7391
2,258 J1
0,261
1,160
3,403
0,091
0,229
— J
i,00
5,14
0,482
1,866
■2,35
3,936
}•■<
5,932-1
2,069J
1,956 i
0,024
0,088
2,626
0,036
0,102
0,244"
1,710
i
0,960i
2,926 И,89
8,00
4,83
1,95
6,025 1
1,975 Г'
0,284-1
0,223
0,530
00
3,863
0,056
0,053
0,499
0,028
0,122
1,806
2,223
1,978
5,9521
2,048/'
0,964 i
5,51
,00
4,056
0,138
0,054 I
0,654 J
0,018 "\
0,182 |
1,850 Г
0,020 J
1,972 I
2,058 }4
5,87
086
6,213
1,787
1,616
0,019
0,222
2,293
0,037
0,018
1,124 J
0,018 Л
0,040
1,660
J8,00
5,33
■ 1,72
2,335 
2,296 y^
11.
12.
13.
14.
15.
16.
a
б
в
г
Биотит из тонкозернистого гранита, РуОидокс, батолит Южной Калифорнии (Larsen, Dra-
isin, 1948). Аналитик Ф. А. Гонье.
Биотит из гранита, Моурн-Маунтинс, Северная Ирландия (Brown, 1956). Аналитик
П. И. Браун.
Голубовато-зеленый сидерофиллит из грейзеновой жилы с топазами, Ньюкастл, графство
Дауп, Северная Ирландия (Nockolds, Richey, 1939). Аналитик Н. Салбом.
■Биотит (лепидомелан) из биотитового гранита, Лируэй, северная Нигерия (Jacobson et al.,
1958). (Кроме того, в анализе С1 0,09, СОг 0,08, SO 0,03.)
Зеленовато-серый сидерофиллит из пластового пегматита в мраморе, хребет Брукса,
Аляска (Coats, Fahey, 1944). Аналитик Дж. Дш. Фахи. (Кроме того, в анализе Сз2О 0,12,
С1 0,24.)
Зеленая слюда (феррофенгит) из грейзеновой зоны, рудный пояс Лируэй, северная
Нигерия (Jacobson et al., 1958). (Кроме того, в анализе С1 0,02, СОг 0,05, S 0,02.)
В том числе С1 0,024.
В том числе Cs 0,008.
В том числе С1 0,06 6.
В том числе С1 0,04

Т а б лица 13
химический состав биотита (метаморфические породы)
SiO,
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K2O
Rb2O
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
1
38,42
1,49
18,26
9,69
6,93
0,36
9,46
0,59
—
2,67
7,17
—
4,58
0,64
100,28
—
100,28
_
1,649
=-0°
—
2
36,22
3,02
16,39
3,92
14,41
0,16
11,11
0,00
—
0,37
8,97
0,08
4,00
0,75
100,19
0,03
100,16
1,586
1,643
1,643
0-8°
2,98
3
35,98
2,35
18,06
1,47
21,56
0,13
7,40
0,15
—
0,42
9,09
0,09
3,28
0,23
100,21
—
100,21
_
1,644
,
—
4
36,15
1,96
19,42
2,00
17,41
0,10
9,70
0,00
—
0,18
8,61
—
4,03
0,23
99,79
—
99,79
_
1,635
—
5
36,47
2,59
19,70
1,44
15,37
0,07
11,44
0,17
—
0,16
8,98
0,08
3,58
0,15
100,20
—
100,20
_
1,642
3,01
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
OH
5,570
2,430
0,691
0,162
1,056
0,840
0,044
2,044
0,091
0,751
1,325
4,428
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
4,84
■2,17
5,466
2,534
0,386
0,344
0,452
1,812
0,018
2,492
0,108
1,722
^8,00
5,50
■1,88а
0,0361
4,024L,06
0,827
0,272
0,170
2,780
0,017
1,700
0,025
0,126
1,787
0,043
5,77
•1,94
3,42
5,420
2,580
0,853
0,221
0,225
2,183
0,013
2,168
0,052
1,647
-8,00
5,66
1,70
4,032 [4,03
5,405
2,595
0,847
0,288
0,160
1,906
0,088
2,527
0,027
0,046
1,700
0,036
3,540
■8,00
5,82
1,77
3,58
Зеленый биотит из биотитового кристаллического сланца, Сето, Огава-мати, Накосо-Сити,
префектура Фукусима, Япония (ShidO, 1958). Аналитик X. Харамура. (Кроме того, в
анализе РгОв 0,02.)
Темно-бурый биотит из линзы пегматитоподобной породы в олигоклаз-кварц-биотитовом
гнейсе, Чарльз-Саунд, Новая Зеландия (Hutton, 1947). Аналитик Ф. Т. Сили. (Кроме того,
в анализе ВгОз 0,05, ВаО 0,74, P2Og ел.)
Виотит из гранат-слюдяного кристаллического сланца низкой ступени метаморфизма,
Морар, графство Инвернесс (Lambert, 1959). Аналитик Р. Дж. Ламберт. (Кроме того,
в анализе &а 20, Сг 120, V 125, L1 65, N1 70, Со 35, Zr 40, Sr 7, Ва 500, Rb 3000 ч. на
млн.)
Биотит из гранат-слюдяного кристаллического сланца средней ступени метаморфизма,
Морар, графство Инвернесс (Lambert, 1959). Аналитик Р. Дж. Ламберт. (Кроме того,
в анализе Ga 18, Сг 50, V 100, Li 185, N1 30, Со 25, Zr 20, Ва 1000, ЕЬ 1000 ч. на млн.)
Биотит из регионально метаморфизованного биотит-плагиоклазового роговика, Карн-Чуин-
ниг-Инчбе, графство Росс, Шотландия (Harker, 1954). Аналитик Р. И. Харкер.
В том числе Ва 0,046.

Таблица 13 (продолжение)
SiO2
TiO2
А12О3
Ре2О3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K,0 .
Rb2O
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
6
35,65
1,78
17,51
3,48
18,15
0,34
8,53
0,69
—
0,48
9,83
3,35
0,14
100,03
—
100,03
1,641
—
—
7
34,06
1,42
20,52
0,58
19,90
0,02
9,55
0,47
—
0,41
7,57
5,03
0,21
99,74
—
99,74
1,638
1,638
—
—
8
37,35
1,71
20,31
2,80
12,29
0,04
13,21
0,06
—
1,25
7,81
0,06
2,95
0,31
100,15
0,02
100,13
1,616
—
—
—
9
35,42
3,15
19,04
2,70
16,11
0,25
9,56
0,24
—
0,40
9,30
0,37
3,48
—
100,02
0,16
99,86
—
1,646
—
3,147
10
36,58
5,14
17,35
1,13
13,93
0,00
13,08
0,18
—
0,07
8,73
0,52
3,38
—
100,09
0,22
99,87
—
1,641
—
3,152
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
Al
Al
Ti
Fe+s
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
on
5,495 1
2,505 j
0,677 1
0,207
0,402
2,340
0,044
1,959
0,114 
0,142
1,934
3,446 i
8,00
5,63
2,19
3,45
5,089
2,911
0,704
0,160
0,064
2,488
0,003
2,127
0,075
0,118
1,444
—
5,014
•8,00
■5,55
1'64
5,513
2,487
1,049
0,189
0,310
1,518
0,005
2,907
— j
0,009
0,356
1,470 |
0,028
2,904
8,00
5,98
,84
■2,93
5,347
2,653
0,733
0,357
0,306
2,033
0,031
2,151
0,039
0,116
1,792
0,176
3,502
8,00
5,61
•1,95
■3,f
5,422 1
2,578 J 8
0,454 "I
0,572
0,124
1,727
2,889
—
0,028 ^
0,020
1,650
0,243 1
3,342
5
\
1
-3
,00
,77
,70
,59
10.
Биотит из мусковит-биотит-микроклин-кварцевого кристаллического сланца, Каийя, Таби-
ломура, район Госайсио — Такануки, Япония (Mlyashiro, 1958). Аналитик X. Харамура.
(Кроме того, в анализе Р2О5 0,10.)
Биотит из ставролит-гранат-слюдяного кристаллического сланца ставролитовой зоны
регионального метаморфизма, залив Пертхуми, Стоунхейвн, Шотландия (Snelling, 1957).
Аналитик Н. Дж. Спеллинг.
Биотит из кианитового гнейса, остров Малл, Шотландия (MacKenzie, 1953). Аналитик
У. С. Маккензи.
Зеленовато-черный биотит из кварц-биотитового гнейса, Уаст-Бэлмет, северо-западная
часть гор Адирондак, Нью-Йорк (Engel, Engel, 1960). Аналитик К. Г. Энгел. (Кроме того,
в анализе V 320, Ва 750 ч. на млн.)
Темный краснопато-бурый биотит из кварц-биотитового гнейса, Колтон, северо-западная
часть гор Адирондак, Нью-Йорк (Engol, Engel, 1960). Аналитик К. Г. Энгел. (Кроме
того, в анализе V 700, Ва 1800 ч. на мип.)

Таблица 13 (продолжение)
SiO2
ТЮ2
А]2О3
Ге2О3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K2O
Rb2O
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
11
35,59
1,66
19,83
2,52
18,49
0,25
8,16
Сл.
0,21
9,72
—
3,69
0,15
100,32
—
100,32
1,647
12
35,03
2,56
20,38
1,08
20,41
0,02
7,11
0,17
0,96
8,62
—
.—
3,60
0,07
100,01
—
100,01
1,640
1,640
—
13
35,21
2,65
20,27
0,68
16,88
0,35
9,78
Сл.
0,37
8,94
—
■—
3,80
0,53
«99,21»
—
«99,21»
—
—
14
34,87
5,12
19,79
1,72
17,79
0,02
7,42
0,54
0,67
8,18
—
0,42
2,89
0,29
99,72
0,18
99,54
1,603
1,660
1,661
—
—
15
42,02
1,35
18,75
0,66
8,29
0,27
9,55
0,93
1,20
0,73
8,54
1,85
4,34
2,44
0,16
100,55
1,83
99,72
1,555
1,589
1,590
0-5°
—
16
33,09
1,30
17,65
2,42
29,22
0,04
2,83
0,10
0,13
9,04
0,10
0,23
2,92
0,04
100,31
0,34
99,97
1,605
1,668
1,668
0°
3,21
Количества попов в пересчете па 24 (О, ОН, F)
Si
Л1
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
OH
5,401
2,599
0,949"
0,190
0,288
2,347
0,032
1,846
3,00
5,65
0,002 J
1,882 С
3,736 }
1,94
3,74
5,3391
2,661 J
1, ООП
0,293
0,124
2,602
0,003
1,615
— J
0,027^1
0,282 \
1,676 \
5,00
5,64
1,99
3,660 Г3'66
5,3231,
2,677 J '
0,9351
0,302
0,076 I
2,135 "
0,044
2,203
0,109 \
1,
,00
,70
,724 | 1>Sd,1,596 j 1;
5,327
2,673
0,891
0,589
0,198
2,274
0,003
1,689
— J
0,088 "\
0,198
1,596
,00
6,0521
1,948 |
1,236 "i
0,146
;o,O7O
64 0,999 [
0,033
2,050 I
@,696 J
Ь
!,00
5,23
3,832 f 3>83
0,202
2,946
0,204
1,570
0,171
1,977
2,344
5,337 1
2,663 ,1
0,693-j
0,158
0,292
3,942 }
0,005
10,680 |
j
0,017^
0,040
1,860
0,010.
0,117"
3,142
,00
5,77
■ 1,935
-3,5бв
11
Биотит из силлиманитсодердаащего пиральспит-биотит-олигоклаз-кварцевого гнейса, Тино-
кубо Хурудономура, район Госайсио — Такануки, Япония (Miyashiro, 1958). Аналитик
X. Харамура. (Кроме того, в анализе Р2О5 0,05.)
12. Биотит из гранат-силлиманит-слюдяного кристаллического сланца силлиманитовой зоны
регионального метаморфизма, Глен-Экс, Энгас, Шотландия (Snelling, 1957). Аналитик
II. Дж. Снеллинг.
13. Биотит из кордиерит-биотитовых роговиков, Тенриокио, Симоипа-гори, префектура Нагано,
Япония (Tsuboi, 1938). Аналитик С. Танака.
Биотит из бедных кремнеземом роговиков, Спаркрейгс, Белхелви, графство Абердин
(Stewart, 1942). Аналитик Ф. X. Стьюарт.
Бурый цезийсодержащии биотит из кристаллического сланца на контакте со сподумено-
вым пегматитом, Кингс-Маунтин, Северная Каролина, США (Kess, Stevens, 1937).
Аналитик Р. И. Стивене. (Кроме того, в анализе СэгО 0,47.)
Обогащенный хлором биотит из гранат-мусковит-кварцевого кристаллического сланца,
округ Лемхай, Айдахо, США (Lee, 1958). Аналитик И. X. Ослунд. (Кроме того, в
анализе ВаО 0,09, С1 1,11.)
В том числе Cs 0,028.
В том числе Ва 0,005.
В том числе С1 0,303.
14
15
16
а
б
в

Биотит 79
случаев предполагается, что присутствующий титан занимает вакантные
позиции. По мнению Сердюченко A948) и других исследователей, такой
вид структурного изоморфизма имеет место при кристаллизации биотита
в условиях высоких температур и повышенной щелочности. Более того,
высказывалось предположение, что небольшие количества окисного
железа также могут замещать кремний. Двойственное поведение алюминия
в структуре слюд, занимающего порознь или одновременно как октаэдри-
ческие, так и тетраэдрйческие положения, видимо, наиболее характерно
для тех условий, в которых кристаллизуются биотиты с большим
количеством алюминия в четверной координации (Наггу, 1950). Многие
исследователи помещают атомы алюминия, титана и железа в тетраэдрйческие
положения, оставляя дефицит в количестве катионов шестерной
координации, однако нет оснований считать, что вакантные позиции менее
«допустимы» в тетраэдрическом положении, нежели в других местах
структуры.
Сумма количеств ионов в октаэдрических положениях часто меньше
возможных 6 ионов на формульную единицу, однако их редко меньше 5.
Таким образом, существуют биотиты, промежуточные между триокта-
эдрическими и диоктаэдрическими слюдами, так как у них количество
атомов в октаэдрических положениях соответственно равно 6 и 4. Поле
составов флогопит — истонит — аннит — сидерофиллит не отражает всего
разнообразия химического состава слюд, так как в пего попадают лишь
минералы строго триоктаэдрические. Для графического изображения
состава слюд мусковитового и флогопит-биотитового рядов Гоуэр (Gowor,
1957) использовал треугольные диаграммы, отражающие отношения Fe,
Mg и [А1]6. Однако (Fe, Mg) может замещаться алюминием в шестерной
координации. Это осуществляется двумя способами: а) при
сбалансированности зарядов в отношении [Si]4 : [А1]4 и замене группы SieAl2
(флогопит) на группу Si5Al3 (истонит) или б) без всякого изменения группы
SieAl2, но с уменьшением количеств ионов в положении [У]8. Изменение
второго типа может приводить не только к изменениям в пределах
составов биотита, но и к мусковиту, тогда как при изоморфном замещении
по первому типу переходы осуществляются лишь в пределах серии
биотита. Реальные соотношения между мусковитом, флогопитом и истонитом
приведены на фиг. 14, где в качестве переменных использованы лишь два
параметра: по оси абсцисс — количество ионов Si, а по оси ординат —
сумма количеств ионов группы У. По бокам диаграммы показаны
количества трехвалентных ионов (А1 + Fe+3) позиций У для двух крайних
случаев а ж б. Эта диаграмма не отражает замещения Mg ^ Fe+2, однако
можно построить такого же типа график с использованием в качестве
основапия сечения аннит — сидерофиллит. Главная масса точек состава
минералов серии флогопита — биотита ложится на фиг. 14 вблизи
основания графика, однако наиболее заметно отклоняются от этой линии два
крайних состава (табл. 12, анал. 13, и табл. 10, анал. 11), представленные
соответственно точками А и В; ряд точек располагается в пределах
заштрихованной области (см. табл. 12, 13). Реальные составы мусковитов
почти не отклоняются от идеального состава диоктаэдрической слюды;
исключение составляют лишь разновидности, в которых присутствует
изоморфная примесь лития (см. стр. 23).
Обычно считается, что между биотитом и мусковитом существует
лишь частичная смесимость по типу твердого раствора, однако
высказывались и противоположные мнения. По мнению ряда исследователей,
в кристаллической структуре биотитов могут присутствовать как диокта-

80
Породообразующие минералы
эдрические DА1), так и триоктаэдрические FMg) слои (Holzner, 1936;
Сердюченко, 1948а); сочетание этих слоев в различных соотношениях
может в принципе дать любой промежуточный состав. Пока нет каких-
либо данных по структурам слюд, подтверждающих эти представления,
хотя такие промежуточные разновидности могут быть представлены плохо
раскристаллизованными неупорядоченными слюдами.
В предыдущем разделе справочника при описании мусковита
упоминались глинистые минералы группы иллита. От мусковита минералы
группы иллита отличаются меньшим замещением кремния алюминием
Диоктаэдрические
4
Мусковит
Сумма ионов группы [Y]
Флогопит (аннит) Триоктаэдрические Исптшт(сидеро<риплит)
ф и Г- 14. Возможные колебания составов флогопита
и биотита и их соотношение с составом мусковита.
Ббльшая часть точек составов флогопитов и биотитов
располагается вдоль основания диаграммы, но некоторые из них попадают
в заштрихованную область.
в их структуре и меньшим количеством межслоевых ионов калия; калии
в иллитах может замещаться ионами Са2+, Mg2+ и Н+ (или Н3О+).
Размеры частиц иллитов очень малы и для них характерны определенные
признаки неупорядоченности в упаковке слоев. Все эти особенности могут
проявляться и у триоктаэдрических слюд, которые в таком случае можно
рассматривать как триоктаэдрические иллиты или глинистые биотиты.
Ниже приведен химический анализ глинистого биотита (Walker, 1950):
SiO2 40,87, А12О3 20,45, ТЮ2 2,13, Fe2O3 12,81, MgO 6,86, MnO 0,25,
CaO 0,89, K2O 3,25, Na2O 0,70, H2O+ 4,94, H2O" 6,90, сумма 100,05.
Если допустить, что (ОН) = 4, а (О) = 20, этот анализ будет
соответствовать формуле (Са0?15 KM7Na0J0) (Al2L8Ti0,26Fe+f53Mglie3Mn0i(,4) (Sie>6AlM)
(ОНLО20, в которой X = 1,02, а У = 5,94. В этом случае дефицит
межслоевых катионов компенсируется высоким содержанием трехвалентных
ионов в положениях типа Y. В случае значительного замещения калия
ионами Н+ [или, вероятно, (Н3О)+] для обозначения подобных
минералов можно использовать термин «гидробиотит» по аналогии с термином
«гидромусковит». Однако более поздние исследования показали, что
некоторые образцы, первоначально описанные под этим названием, являются
смешаннослойными глинистыми минералами.

Биотит 81
Синтез. До недавнего времени гидротермальный синтез в области
систем, содержащих окисляющиеся элементы, например железо, при
высоких давлениях проводить не удавалось. В связи с этим железистые
представители серии флогопита — биотита синтезировались преимущественно
в виде фторбиотитов (Григорьев, 1938; Michel-Levy et al., 1947). Однако
была синтезирована и чисто железистая гидроксильная слюда (Верес
и др., 1955), которая была получена при температуре 580—590° С и
давлении 750 бар в виде темно-бурых, чешуйчатых, почти одноосных
кристаллов с Np 1,701 и Ng 1,733. С помощью методики, в которой
контролировалось парциальное давление кислорода, было изучено поле устойчивости
аннита, K2FeeAl2Si602o(OHL (Eugster, 1956).
Во всех этих опытах существовало пять переменных: температура,
состав, давление паров воды, парциальное давление кислорода и общее
давление. Практически Рн2о = Робщ> и в данном эксперименте
применялись фиксированный состав и постоянное общее давление. Парциальное
давление кислорода определялось пятью буферными веществами (смеси
окислов железа, фаялита и кварца), герметизирующими (в качестве
полупроницаемой перегородки) платиновую бомбу, в которую была
помещена исходная шихта. Водород, образующийся при диссоциации
воды, проходя через платиновую бомбу, действовал как переносчик,
уравнивающий парциальное давление р02 между буферными
соединениями и шихтой. Парциальные давления водорода и кислорода —
зависимые переменные, так как константа диссоциации воды постоянна при
данном Т и РОбщ • Результаты опытов с шихтой состава аннита и
переменными значениями pOi и Т при общем давлении 500, 1000 и 2000 бар
отражены на фиг. 15. На этой фигуре можно видеть, что в
координатах Т, РОбщ и Рог аннит стабилен в пределах определенной области,
а вне ее устойчивы другие парагенезисы: гематит + санидин + пар,
магнетит + санидин -f- пар, фаялит + лейцит + калсилит + пар,
железо + санидин + пар.
На фиг. 16 приведено сечение трехмерной диаграммы фиг. 15
при РОбщ = 2000 бар. Предельное давление pOi, при котором устойчив
аннит, соответствует линии фазового перехода магнетит — гематит. На
фиг. 17 приводится диаграмма состояния систем аннит и аннит + кварц
в координатах Т и РОбщ, а на фиг. 18—диаграмма фазовых переходов
в системе аннит + кварц при переменных ро2 и Т в условиях
постоянного РОбщ = 2000 бар. На этой диаграмме можно видеть, что в
присутствии кварца область устойчивости аннита в координатах р02 и Т
значительно сокращается. По данным Эйгстера, для характеристики
областей устойчивости водных силикатов железа Р — Г-кривые достаточны
лишь в том случае, если установлено, что отношение Fe : О в ходе
реакции было постоянным.
Эйгстер и Вонес (Eugster, Wones, 1958) описали сходные эксперименты
со слюдами серии флогопита — аннита с переменным отношением Fe : Mg.
В этих экспериментах составы биотитов, синтезированных при различных
температурах, определялись измерениями светопреломления и положения
рентгеновского рефлекса 060 (фиг. 19). Вонес (Wones, 1958a)
синтезировал чисто железистый безглиноземистый биотит, K2Fe+2Fe+3SieO20(OHL,
при общем давлении 30 000 фунт /кв. дюйм (~2100 кг/см2), различных
температурах и различных парциальных давлениях кислорода (см. также
Верес и др., 1955). Исследование структуры кристаллической
решетки этой слюды было проведено Доннеем и Кингманом (Donnay, King-
man, 1958).
6 NS 1263

у/
-го
-22
-24
10
~zs
400 500 600 100 BOO 900 1000 1100
Температура, °С
ФИГ. 15. Трехмерная диаграмма устойчивости аннита в координатах
■Робщ—Ро2—Т, представленная в виде изобарических сечений.
Криволинейные поверхности, разделяющие 5 отдельных трехмерных областей,
определяются на этом графике кривыми рд2 — Т и ^общ — т (Eu8ster' 1956).
An — аннит; Fa — фаялит; Fe — железо; Наеш — гематит; Ks — калсилит;
Lc — лейцит; Mag — магнетит; Sa — санидин; V — пар.
Iff
Г16
Гематит*
санидин +
пар
Фаялит*
лейцит+
калсилигл*
пар
Железо*
санидин*пар
500
600 100 800
Температура, "С
900
ФИГ. 16. Изобарическое сечение поля устойчивости аннита
для Робщ=РН2О= 200° б
Кривые р0 — Т' приведенные на графике, получены с
использованием следующих буферных веществ: о — железо + фаялит +
+ кремнезем; б — железо + вюстит; в — вюстит + магнетит; г —
фаялит+магнетит и кремнезем; в—магнетит-(-гематит (Eugster, 1956).

2500
2000
t
с?
II
I
1
eg
QJ
I
W00
500
Гематит'
Магнетит
0
400
Магиетит+ кварц!
Фаялит J
Фаялит
Железо + пварц
[Магнетит]
Зюстит J
500
600 700
Температура, "С
300
фиг. 17. Диаграмма состояния системы аннит + кварц в координатах температура —^ общее давление
(Лэбщ = )
Парциальное давление кислорода для каждой моновариантной кривой было равно его давлению в используемом
буфеном веществе и изменялось в зависимости от температуры (Eugster, 1957),

10
rIB
Гематит-*
санидин +
кварц + пар
7 Магнетит*
санидин+
кварц +
пар
Фаялит /~
санидин
V •'
кварц /
500 600 100
Температура^
800
ФИГ. 18. Изобарическое сечение поля устойчивости
системы аннит + кварц для РОбщ = Рщо = 200® ^аР>
а, б, е, г, д соответствуют одноименным кривым фиг. 16.
i г
600° С
О О 100°С
а п 8оо° с
1,535
О 10
Флогопит
АО 50 60
Аннит, вес. %
80
90 100
Атит
фиг. 19. Зависимость светопреломления и d<oeo> от состава у
биотитов серии флогопита — аннита, синтезированных при различных
температурах и давлениях кислорода с использованием в качестве
буферного вещества Ni — NiO (Eugster, Wones, 1958).

Биотит 85
Изменения. Вопрос об изменениях биотита под действием
гидротермальных растворов в условиях умеренных температур и давлений
рассматривался Шварцем (Schwartz, 1958). Как продукты изменения биотита
описаны зеленый биотит, хлорит, мусковит и серицит; иллит, каолинит
и другие глинистые минералы; кальцит, эпидот-цоизит, лейкоксен и рутил;
пирит и другие сульфиды. При воздействии минерализующих растворов
из биотита обычно выщелачиваются железо и магний и в его решетку
привносится калий, в результате чего по биотиту псевдоморфно
развиваются вторичный мусковит и серицит. Присутствие нескольких
продуктов изменения в пределах одного небольшого кристалла биотита
свидетельствует, что при его гидротермальном изменении редко достигается
равновесие. Последовательность в изменении биотита не установлена,
однако Шварц указывает, что прежде всего происходит
перекристаллизация биотита (если она вообще имеет место), а вслед за этим биотит обычно
замещается хлоритом. Выделение титана из биотита происходит на
ранних стадиях изменения и сопровождается образованием тонко- и грубо-
кристаллического рутила, который распределяется столь равномерно,
что по участкам его развития можно точно судить о месте расположения
нацело измененного зерна биотита. Из глинистых минералов в продуктах
гидротермального изменения биотита чаще всего встречается каолинит,
однако были установлены также иллиты и монтмориллониты (вероятно,
на ранних стадиях изменения). В случае присутствия закисного железа
биотит особенно легко изменяется под воздействием H2S с образованием
пирита и других сульфидов. Шварц разграничивал случай изменений,
при которых в новообразованных минералах сохранялись некоторые
элементы, первоначально присутствовавшие в биотите (например, биотит ->•
-> хлорит), и случай с полным удалением первичного материала и привносом
новых элементов (например, биотит-»- кальцит). Во всех случаях изменения
биотита наиболее интенсивно проявляются параллельно его спайности.
В результате изменения биотита при процессах выветривания за счет
него образуются монтмориллонит или вермикулит. Согласно Уокеру
(Walker, 1949), первая стадия выветривания биотита выражается в
замещении ионов калия молекулами воды с образованием гидробиотита. При
этом закисное железо окисляется, ионы (ОН)" замещаются ионами О~2,
магний удаляется, однако слюдяные чешуйки остаются устойчивыми.
На второй стадии выветривания удаляется еще большее количество калия,
а железо замещается магнием, заимствованным из фильтрующихся вод;
появляется способность к набуханию по мере появления в структуре слоев
молекул воды, что приводит к возникновению структуры типа
вермикулита; в конечном счете вермикулит может разлагаться с образованием
каолинита. Процесс выветривания «глинистого биотита» происходит в том
же направлении (Walker, 1950), но в почвах, развитых на основных и
ультраосновных породах, в условиях слабого дренажа изменения
«глинистого биотита» при выветривании происходят с образованием в качестве
промежуточных продуктов хлорита и монтмориллонита. Очевидно, какое-
нибудь из двух указанных выше условий неблагоприятно для
образования биотита. При разложении биотита в лабораторных условиях конечный
продукт изменений представлен каолинитом; если воздействие достаточно
интенсивное, образуется кремнезем. При медленном выщелачивании
раствором MgCl2 биотит постепенно превращается в вермикулит; гидробиотит
превращается в вермикулит гораздо быстрее (Barshad, 1948).
При выветривании биотита увеличивается 2V, уменьшаются
удельный вес и светопреломление, а цвет изменяется до желтого или белого.

86 Породообразующие минералы
Скорость разложения мусковита и биотита в почве примерно одинакова,
а по сравнению с большинством других минералов эти слюды весьма
устойчивы к выветриванию. Биотит легко выщелачивается серной
кислотой, и при промывании крепкой серной кислотой чешуйки биотита
переходят в желтый аморфный кремнезем (Mehmel, 1937). При
продолжительном растирании закисное железо биотита переходит в окисное,
причем это превращение сопровождается потерей водорода (Цветков,
Вальяшихина, 1956).
Оптические и физические свойства
Зависимость между оптическими свойствами и химическим составом
в целом для серии флогопита — биотита была рассмотрена в разделе,
посвященном флогопиту. Светопреломление обычно возрастает по мере
увеличения содержания железа, но также заметно зависит от величины
изоморфной примеси других элементов (например, возрастает при
увеличении содержания Mn, Ti и понижается при вхождении в состав минерала
фтора). В связи с этим определение отношения Fe/Mg оптическими
методами недостаточно надежно. Вустер (Wooster, 1950) описал рентгеновский
метод определения содержания железа у слюд серии флогопита —
биотита, основанный на измерении коэффициента линейной абсорбции
пластинки слюды с использованием медного излучения Ка, монохроматизи-
рованного при помощи кристаллов. При графическом изображении
соотношений этого коэффициента абсорбции и BFe2O3 + FeO) выявляется
прямолинейная зависимость.
У большинства биотитов плоскость оптических осей располагается
параллельно @10), однако у некоторых образцов она перпендикулярна
@10); такие биотиты многие авторы соответственно называют мероксеном
и аномитом. В настоящее время установлено, что мероксен и аномит
эквивалентны полиморфным модификациям 1М и 2Mj (Heinrich et al., 1953),
в связи с чем ранее использовавшиеся названия представляются
излишними. Во всех минералах группы слюды у полиморфных модификаций 2М4
ллоскость оптических осей перпендикулярна @10), а почти у всех
структурных разновидностей типа 1М она параллельна @10). У немногих
биотитов величина светопреломления выходит за пределы, указанные
выше (стр. 69); таковы, например, слюды с очень большим содержанием
Fe+3 с Ng 1,73 и Ng — Np 0,08, которые иногда называют железистыми
биотитами.
Окраска у биотитов обычно интенсивнее, чем у флогопитов, и в общем
зависит от состава. Не редки зональные кристаллы биотита. По данным
Хаямы (Hayama, 1959), главнейшие факторы, определяющие окраску
биотита,— это содержание TiO2 и отношение Fe2O3/(Fe2O3 + FeO).
Повышенное содержание TiO2 вызывает красновато-бурую окраску, тогда как
высокое содержание окисного железа — зеленую. Цвет биотита в
большей мере определяется соотношением этих факторов, нежели абсолютной
их величиной. Так, биотит с небольшим содержанием TiO2 будет иметь
бурую окраску при условии, что содержание Fe2O3 в нем низкое, но при
таком же содержании Fe2O3 и очень небольшом содержании TiO2 цвет
биотита будет зеленым. Промежуточные соотношения Fe+3 и Ti
обусловливают желтоватую или зеленовато-бурую окраску биотита. В биотите
часто наблюдаются плеохроичные дворики, возникновение которых свя-

Биотит 87
зывают с присутствием включений циркона или других минералов,
содержащих радиоактивные элементы U — Ra и Th — Ас. Так, Хаттон (Hutton,
1947) установил в ядрах таких двориков монацит, ксенотим и апатит. ■
Плеохроизм и анизотропия парамагнитной восприимчивости биотита
обычно сильнее выражены у биотитов с высоким содержанием железа.
Биотит часто встречается в виде крупных хорошо образованных
кристаллов таблитчатого габитуса (по {001}) и псевдогексагональных
очертаний. Для определения кристаллографической ориентировки биотита
можно использовать фигуры удара (стр. 18), которые, однако, в этом
случае, как и у других слюд, не всегда легко интерпретировать. Биотит
имеет совершенную спайность по {001}, дающую однородные гибкие листы.
Диагностические признаки
Биотит обычно темнее и имеет более высокое светопреломление, чем
другие слюды. От мусковита он отличается небольшой величиной 2V.
По сравнению с биотитом вермикулит обладает меньшими
светопреломлением и двупреломлением, а хлориты имеют гораздо меньшее двупреломле-
ние. Лепидолиты можно отличить по их более светлой по сравнению с
биотитом окраске и по характерному окрашиванию литием пламени
паяльной трубки. Чтобы различать триоктаэдрические и диоктаэдрические
слюды, следует пользоваться порошковыми рентгенограммами. С биотитом
можно спутать стильпномелан (см. стр. 134).
Парагенезис
Биотит встречается в самой разнообразной геологической обстановке,
гораздо более разнообразной по сравнению со всеми остальными слюдами.
В метаморфических породах он образуется в широком интервале
температур и давлений и в изобилии присутствует во многих контактно и
регионально метаморфизованных осадках. Из интрузивных магматических
пород биотит обычно присутствует в гранитах и гранитных пегматитах,
гранодиоритах, тоналитах, диоритах, норитах, кварцевых и нефелиновых
сиенитах, кварцевых монцонитах. Особенно характерен биотит для извест-
ково-щелочных пород, а также для различных гибридных пород. Реже он
встречается в эффузивных магматических породах, риолитах, трахитах,
дацитах, латитах, андезитах и некоторых базальтах.
Термический метаморфизм. При термическом метаморфизме
глинистых Пород в качестве первого новообразованного продукта появляются
мелкие чешуйки биотита, рассеянные в хлоритово-серицитовой основной
массе. В возникающих на несколько более высокой ступени роговиках
биотит встречается почти всегда. При термическом метаморфизме биотит
образуется за счет хлорита, светлой слюды, железорудных минералов
и рутила исходных осадков. В районе Комри, Пертшир, во внешней зоне
контактного ареола диоритового массива Карн-Чойс, по данным Тилли
{ТШеу, 1924), биотит кристаллизовался в виде чешуек, параллельных
ориентированным пучкам хлорита и серицита. Ближе к контакту массива
размеры зерен биотита увеличивались и ориентировка их становилась

88 Породообразующие минералы
менее заметной. Часто биотит ассоциирует с андалузитом и кордиеритом
в роговиках низкой ступени метаморфизма, однако оба эти минерала
начинают кристаллизоваться лишь после начала кристаллизации биотита.
На более высоких ступенях термического метаморфизма количество
биотита уменьшается, и он в конечном счете замещается калиевым полевым
шпатом, ромбическим пироксеном и силлиманитом или калиевым
полевым шпатом и кордиеритом. В районе Комри биотит присутствует в анда-
лузит-кордиерит-кварцевых (класс I), кордиерит-плагиоклаз-кварце-
вых (класс III), кварц-кордиерит-гиперстен-плагиоклаз-ортоклазовых
(класс IV), гиперстен-плагиоклаз-ортоклазовых (класс VII) роговиках.
Стьюарт (Stewart, 1942) привел анализ биотита (табл. 13, анал. 14)
из ненасыщенных кремнеземом глиноземистых роговиков, состоящих
из граната, шпинели, кордиерита, плагиоклаза, биотита, магнетита
и пирротина с небольшими количествами силлиманита и калиевого
полевого шпата. Этот образец биотита с высоким содержанием А1 и Ti
относится к числу немногих химически проанализированных биотитов из
термически метаморфизованных пород (см. также анал. 13, табл. 13). Питчер
и Синха (Pitcher, Sinha, 1957) изучили изменение состава биотитов в
контактном ареоле плутона Ардара Донегальского гранитного комплекса.
Вмещающие породы этого массива представлены регионально метамор-
физованными глинистыми осадками, превращенными в тонкозернистые
биотит-мусковитовые кристаллические сланцы. При наложенном
ретроградном метаморфизме биотит в этих породах частично перешел в хлорит.
В период последующего термического метаморфизма происходила
перекристаллизация биотита и его образование в больших количествах за счет
хлорита, причем источником калия, видимо, являлась светлая слюда.
В биотитах внутренних зон контактного ареола значительно болытте
Fe+3 и Ti, тогда как биотиты внешних зон отличаются повышенными
содержаниями Mg и К; параллельно установлены изменения величины Ng.
Еще до этих исследований Тилли (ТШеу, 1926) отмечал прогрессивное
изменение окраски биотита в процессе термического метаморфизма,
выразившееся в появлении во внутренних зонах контактного ареола биотитов
с более интенсивной красной окраской. Тилли предположил, что темно-
окрашенные биотиты содержат больше железа, чем биотиты менее
метаморфизованных пород внешних частей ареола.
Разложение биотита с образованием силлиманита было установлено
в Далредских кристаллических сланцах близ Барнсбега, графство Доно-
гал, при контактном воздействии на них Донегальского массива гранитов
(Tozer, 1955). По мере увеличения количества силлиманита в этих породах
окраска биотита последовательно становилась более светлой. Рамберг
(Ramberg, 1952) высказал предположение, что в условиях наиболее
высокой ступени амфиболитовой фации разложение биотита может
осуществляться по следующим реакциям:
(OHJKFe3AlSi3O10-|-(OHJKAl3Si3Od0 + 3SiO2 ^ 2K.AlSi3O8 + Fe3Al2Si3O1
Ге-биотит Мусковит Ортоклаз Альмандин
Флогопит Мусковит Ортоклаз Пироп
Более железистый биотит, вероятно, реагирует в условиях меньших
давлений и температур по сравнению с маложелезистыми биотитами;
относительно обогащенные магнием разности этого минерала должны
оставаться устойчивыми при более высоких значениях РТ, о чем и
свидетельствует прогрессивное обесцвечивание биотитов Барнсбега. Реакция

Биотит 89
силлиманитизации представлена Франсисом (Francis, 1956) в виде
следующего уравнения:
(OHJKFe3AlSi3O10 + Al2O3 + SiO2 ^ KAlSi3O8-f-Al2SiO3-|-3FeO-fH2O.
Fe-биотит (Из растворен- Ортоклаз Силлиманит
ного кианита)
В противоположность образованию магнезиального биотита в этом
районе во внутренней зоне контактного ареола плутона Ардара
кристаллизуется относительно железистый биотит. В последнем случае, однако,
биотит устойчив при температурах и давлениях метаморфизма, а в Барнс-
беге он неустойчив и наблюдается частичное его замещение силлиманитом.
Региональный метаморфизм. По сравнению с термально метаморфи-
зованными породами при региональном метаморфизме биотит появляется
при несколько более поздних процессах перекристаллизации. Вещество
для образования биотита заимствуется при региональном метаморфизме
из тех же минералов, что и в контактно метаморфизованных породах,
т. е. за счет реакции между антигоритовым хлоритом, мусковитом и
железорудными минералами (ТШеу, 1924). Кристаллизация биотита в
глинистых породах начинает осуществляться в условиях температуры и
давления, отвечающих биотитовой зоне, типичными породами которой
являются биотитовые, биотит-серицитовые, биотит-хлоритовые и аль-
бит-биотитовые кристаллические сланцы. Структурные взаимоотношения
минералов во многих глинистых и песчано-глинистых осадках позволяют
предполагать, что биотит не возникает за счет какого-либо специфического
исходного материала. Однако содержание биотита в породах биотитовой
зоны можно сопоставить с уменьшением количества хлорита и особенно
мусковита. Биотит представляет собой устойчивый минерал гранатовой
зоны регионального метаморфизма и играет важную роль во многих
гранатово-слюдистых кристаллических сланцах. Снеллинг (Snelling, 1957)
полагает, что в гранатовой зоне кристаллизуется более магнезиальный
биотит, чем в биотитовой зоне:
Fe+1iMg1oAl6Si13040(OHK2 + 2KAl3Si3O10(OHJ + 2SiO2 _♦-
Амезитовый хлорит Мусковит
Альмандин Флогопит
Биотит обычен также во многих породах последующих зон регионального
метаморфизма, и его присутствие в ставролитовой, кианитовой и силлима-
нитовой зонах частично связывается с ограниченным замещением закис-
ного железа магнием в ставролите, а в двух зонах наиболее интенсивного
метаморфизма — с отсутствием других железо-магнезиальных минералов.
Наиболее распространенная порода силлиманитов ой зоны плато Абуку-
ма — биотит-калишпат-плагиоклазово-кварцевый гнейс, в котором обычно
присутствуют также небольшие количества мусковита, граната ряда
пиральспитов и силлиманита; однако некоторые породы здесь содержат
также андалузит и кордиерит. Миясиро предполагает, что на этой ступени
метаморфизма биотит становится неустойчивым и реагирует с
мусковитом, в результате чего образуются калиевый полевой шпат и кордиерит:
6(OHJKAl3Si3O10 + 2(OHJK(Mg
Мусковит Биотит
-+ 8KAlSi3O8 + 3(Mg, Fe+2JAl4Si8O18
Калиевый Кордиерит
полевой
шпат

90 Породообразующие минералы
В результате изучения биотитов докембрийских гнейсов Гренвилл
юго-восточного Квебека Крейтц (Kretz, 1959) установил, что биотит,
находящийся в ассоциации с силлиманитом, содержит меньше Са, чем
биотит в ассоциациях, лишенных силлиманита. По мнению Крейтца, эти
соотношения свидетельствуют, что биотиты с содержанием Са выше
обычного неустойчивы в контакте с силлиманитом, в результате чего может
происходить следующая реакция:
Ca(Mg, Fe+sKAl2Si2O10(OHJ + Al2SiO5+2SiO2 ^
Составляющая Са-биотита Силли- Кварц
в К-Са-биотите манит
^ CaAl2Si208-l-(Mg> re+2KAl2Si3O12 + H2O.
(В плагио- Гранат
клазе)
В определенных условиях давления и температуры при метаморфизме
эта реакция будет смещаться в левую или правую сторону уравнения
до тех пор, пока в биотите имеется кальций. Таким образом, содержание
Са в биотите, сосуществующем с силлиманитом, анортитом, гранатом,
кварцем и Н2О во время их кристаллизации, может указывать на
температуру образования этой ассоциации и степень метаморфизма. Кроме того,
Крейтц (Kretz, 1959) установил, что в биотитах, сосуществующих с
силлиманитом, проявляется тенденция к увеличению содержания А1(А12О3
17,0—19,5%) по сравнению с биотитом, участвующим в бессиллиманито-
вых ассоциациях (А12О3 12,7—17,6%).
Крейтц (Kretz, 1959) изучил распределение Fe, Mg, Mn, Ti, V, Cr,
Y и Sc в биотитах, гранатах и роговых обманках гнейсов Гренвилл юго-
западного Квебека и показал, что распределение некоторых элементов
в сосуществующих минералах очень строго подчиняется закону
распределения Нернста; примером может служить распределение V между
биотитом и роговой обманкой. Диаграмма этого распределения трактуется
Крейтцем как графическое выражение закона распределения Нернста.
Наклон линии на этом графике представляет собой константу
распределения:
— -Ку —1,2,
где Су — концентрация V (или V2O3) в роговой обманке, Су —
концентрация ванадия в биотите, а КНуВ — константа распределения.
Распределение некоторых элементов между сосуществующими минералами
оказалось совершенно неправильным, например распределение Ti между
биотитом и гранатом. Это может быть вызвано либо примесью мелких
включений простых окислов или силикатов, либо тем, что сейчас данного
элемента в минерале меньше, чем при кристаллизации, в связи с его
выносом из кристалла.
Изменения состава биотита в зависимости от степени метаморфизма
были установлены во многих районах. Так, Барт (Barth, 1936) обнаружил,
что в округе Датчесс в высоко метаморфизованных породах присутствует
менее железистый биотит, чем в породах, метаморфизованных менее
интенсивно. В результате детального изучения биотитов широко развитых
парагнейсов Адирондака Энгелы (Engel, Engel, 1960) пришли к выводу, что
в биотитах по мере увеличения степени метаморфизма происходит
уменьшение содержания Mn, Fe+2 и Fe+S и одновременное увеличение количеств
Ti, Mg, Ba, Cr и V. Наиболее ценные сведения об изменении степени
метаморфизма дают отношения TiO2 : MnO и FeO (или FeO + MnO) : MgO

Биотит 91
т, е. пар окислов, изменение содержаний которых происходит в
противоположных направлениях. В табл. 13 приводятся примеры химических
-анализов биотитов из пород, относящихся к наиболее низкой и наиболее
высокой ступеням метаморфизма, изученным Энгелами (соответственно
анал. 9 и 10). Ламберт в результате сопоставления 14 химических
анализов биотита (например, табл. 13, анал. 3, 4) пород серии Мойн, округ
Морар, графство Инвернесс, установил, что содержание Mg в биотитах
возрастает по мере усиления степени метаморфизма. В работе Снеллинга
(Snelling, 1957), посвященной биотитам глиноземистых кристаллических
-сланцев, относящихся по степени метаморфизма к биотитовой до силлима-
нитовой региональным зонам и развитых в районе Глен-Эск, Стоунхавен
и Абердин, показано, что в общем биотиты пород низкой ступени
метаморфизма характеризуются большим содержанием Si и меньшим
содержанием А1 по сравнению с биотитами пород средних и высоких ступеней.
Однако в биотитах этого района систематические изменения величины
отношения Fe+2 : Mg в зависимости от степени метаморфизма отсутствуют.
Увеличение содержания Fe+2 и Мп в биотите по мере усиления
метаморфизма отмечал для ряда районов Де Вор (De Vore, 1955b); аналогичные
наблюдения были сделаны Миясиро (Miyashiro, 1956) в отношении
биотитов пород амфиболитовой фации, распространенных в префектуре Нагано,
Япония. Последний автор (Miyashiro, 1953, 1958) также отмечал, что
■биотиты (табл. 13, анал. 6, И) в глиноземистых породах зон более
интенсивного метаморфизма центральной части плато Абукума имеют большее
содержание Ti и меньшее содержание Мп по сравнению с биотитами
промежуточных зон (в зоне наивысшего метаморфизма МпО 0,42, 0,33, 0,32,
0,25, 0,05%, а в промежуточных зонах МпО 0,47, 0,42 и 0,34%).
Различия в составе биотита в зависимости от степени метаморфизма
отчетливо связаны с природой других присутствующих
железо-магнезиальных минералов. Так, биотиты, изученные Де Воре, были отобраны
из лишенных граната роговообманковых и пироксеновых метаморфических
пород, тогда как биотиты округа Датчесс (Barth, 1936) и гор Адирондак
(Engel, Engel, 1960) сосуществуют с гранатом. Для последнего случая
•Энгелы отмечали, что по мере увеличения температуры метаморфизма
за счет биотита и кварца образуется гранат; при этом проявляется
фракционирование элементов: биотит обогащается Mg, Ba, Co, Cr, Cu, Ni,
Ti и V, тогда как в состав граната входят Мп, Fe, Ca, Sr, Y, Yb. Таким
образом, в результате этих наблюдений удалось установить, что
отношения Со : Fe и Ni : Fe в биотите можно использовать для оценки степени
метаморфизма. Снеллинг (Snelling, 1957) предположил, что в состав
альмандина и ставролита предпочтительнее входит Fe+2, чем Mg, и показал,
что содержание Mg в биотитах ставролитовых кристаллических сланцев
выше, чем валовое содержание Mg в материнских породах. В кордиерит-
содержащих регионально метаморфизованных породах Mg
предпочтительно входит в состав кордиерита, и содержание Mg в биотитах таких
пород меньше, чем в Материнских породах.
Биотиты адирондакских парагнейсов по составу являются
промежуточными между биотитами гранитов и диоритов. Увеличение степени
метаморфизма соответствует нарастанию основности магматической
кристаллизации, и, таким образом, состав биотита из парагнейсов более низкой
•ступени метаморфизма ближе к составу биотита гранитов. Энгельхардт
(Engelhardt, 1936) отмечал аналогичное увеличение содержания бария
в биотитах магматических пород по мере увеличения температуры их
кристаллизации.

92 Породообразующие минералы
Энгелы (Engel, Engel, 1960) наблюдали систематические изменения
окраски биотитов адирондакских гнейсов по мере увеличения степени
метаморфизма от зеленовато-бурой через бурую до интенсивной красновато-
черной. Окраска биотита лучше всего коррелируется с химическим
составом, выраженным не в виде отношения (ТЮ2): (суммарное железо), а как
отношение (TiO2/MgO) : (суммарное железо, пересчитанное на FeO), так
как присутствие больших количеств магния ослабляет влияние Fe и Ti
на окраску биотита (см. Hall, 1941). В породах центральной части плато
Абукума, Япония, зависимость между Ng биотита и степенью
метаморфизма не была установлена (Miyashiro, 1958), однако оказалось, что здесь
величина Ng биотитов измененных глинистых и песчанистых пород
наиболее часто располагается в пределах от 1,640 до 1,650, тогда как у
биотитов метаморфизованных основных пород этот показатель преломления
колеблется от 1,630 до 1,640. В зоне низкой ступени метаморфизма цвет
биотитов глинистых и песчанистых пород по Ng зеленовато-бурый, бурый
или желтовато-бурый, тогда как в породах высокой ступени
метаморфизма — бурый. Для другого района центральной части плато Абукума Сидо
(Shido, 1958) отмечал характерный зеленый цвет биотита (например,
табл. 13, анал. 1) глинистых и песчаных кристаллических сланцев
наиболее низких ступеней метаморфизма. Аналогичные изменения окраски
биотитов в зависимости от степени метаморфизма отмечались и в других
районах (ТШеу, 1925; Phillips, 1930; Ambrose, 1936).
Чарнокиты. Для чарнокитов биотит мало характерен, однако Хауи
(Howie, 1955) описал породы среднего состава из чарнокитовой серии
Салема, Мадрас, в которых присутствовало 8% биотита. Хауи показал,
что Ga, Li и V в относительно повышенных количествах присутствуют
в биотитах кислых членов этой серии, Sc, Y и Cs концентрируются в
биотитах пород среднего состава, тогда как наивысшее содержание Сг
наблюдается в наиболее магнезиальных биотитах. В большом количестве отмечен
биотит в некоторых чарнокитовых породах комплекса Западного Уусимаа
в юго-западной Финляндии (Parras, 1958). В некоторых пироксенсодер-
жащих породах этого комплекса биотит присутствует в виде мелких
чешуек, выстилающих с внешней стороны призматические грани
пироксена в ассоциации с очень малым количеством вторичного кварца. Эти
чешуйки биотита рассматриваются Паррасом как продукт распада
твердого раствора, сопровождавшегося выделением К, А1 и Ti, входивших
в состав пироксена в процессе его образования при высоких
давлениях и температурах. Для биотитов чарнокитовой серии характерен
сильный плеохроизм: по Ng — бурый, темно-бурый и красновато-бурый
цвет.
Магматические породы. В литературе приводится много анализов
биотитов магматических пород; для нескольких проанализированных
образцов были проведены детальные сопоставления состава и
парагенезиса. В результате изучения биотитов магматического комплекса Карс-
файрн (табл. 12, анал. 3, 5,9) Дир (Deer, 1937) пришел к выводу, что
в биотитах более кислых пород отношения Fe+2 : Mg и R+3 : i?+2 выше.
В этих слюдах октаэдрические позиции редко заняты полностью; очевидно,
количество таких вакантных позиций возрастает по мере увеличения
содержания трехвалентных ионов и отношения Fe+2: Mg. Сходные
отношения наблюдались и в биотитах комплекса Гарбал-Хилл — Глен-Фин
(Nockolds, 1941). В последнем случае в ряду от пироксеново-слюдяного

Биотит 93
диорита до порфировидного гранодиорита в составе биотитов содержание
Si, Ti и Mg уменьшается, тогда как содержание Al. Fe+2 и Fe+3 возрастает.
Изменение содержаний элементов-примесей в биотитах комплекса
выражается в последовательном увеличении количеств Ga, Mn и Rb и
уменьшении количеств Сг, V, Gu, Ni, Co и Sr в направлении от ранее к позднее
кристаллизовавшимся минералам. Содержание лития довольно быстро
увеличивается на ранних стадиях кристаллизации, а затем удерживается
на более или менее постоянном уровне (Nockolds, Mitchell, 1948). В общем
относительно поздно кристаллизовавшиеся биотиты отдельного
интрузива по сравнению с ранними биотитами из любого другого массива
обнаруживают большее содержание Fe+2 и (Fe+a + Fe+3) и пониженное
содержание Mg, однако четкие соотношения между составом биотита и
содержанием кремнезема во вмещающей породе отсутствуют.
В химических анализах 8 образцов биотита из пород батолита Южной
Калифорнии (Larsen, Draisin, 1950) также наблюдается увеличение
содержания Fe+2 по мере нарастания кислотности пород: в норите 2,0, в тона-
лите 2,1, в гранодиорите 2,7, в граните 3,6% (табл. 12, анал. 4, 6, 7, 11)..
Сходные изменения состава установлены для биотитов кварцевых мон-
цонитов и тоналитов батолита Айдахо (Larsen, Schmidt, 1958). У биотитов
батолита Южной Калифорнии наблюдается общее уменьшение
содержания А1 в образцах из гранодиорита и гранита по сравнению с образцами
из норита и тоналита. Пониженное содержание А1 было также отмечено
в образце биотита (табл. 12, анал. 14) из биотитового гранита кольцевого
комплекса Лируэй в северной Нигерии (Jakobson et al., 1958) и в биотите
(табл. 12, анал. 12) гранита G. 2 из гор Морн (Brown, 1956). В последнем
случае гранит отличается повышенным содержанием кремнезема, в связи
с чем интересно отметить, что количество А1, входящего в состав биотита
Морн, точно соответствует его содержанию, необходимому для заполнения
8 тетраэдрических положений на формульную единицу.
Нокколдс и Митчелл (Nocholds, Mitchell, 1948) построили диаграмму
состава в координатах FeO — MgO — А12О3 ряда проанализированных
биотитов из известково-щелочных пород Каледонии. Нанесенные точки
составов биотитов, за исключением одного образца из биотит-мусковито-
вого адамеллита, четко располагаются вдоль линии, на продолжении
которой легли составы двух биотитов из гранитного массива Дартмур
(Bra.mmall, Harwood, 1932). Нокколдс и Митчелл изучили в
проанализированных образцах биотитов поведение элементов-примесей по отношению
к главным элементам близкого ионного радиуса. По мере продвижения
от ранее кристаллизовавшихся к позднее кристаллизовавшимся минералам
происходит увеличение отношений Ga : Al, Li : Mg, Mn : Fe+2 и Rb : K,
тогда как отношения Ni : Mg, Co : Fe+2 и Ва : К уменьшаются.
Отношения Сг : Fe+3, V : Fe+3 и Sr : (К + Ca) более изменчивы, но в общем
также уменьшаются по мере развития кристаллизации в какой-либо
отдельной интрузии.
Нокколдс (Nockolds, 1947) изучил отношения между химическим
составом и парагенезисами примерно для 70 образцов биотита из
магматических пород. Этот исследователь пришел к выводу, что отношение
А12О3 : (MgO 4- суммарное Ге в виде FeO) в биотитах
известково-щелочных пород определяется их парагенезисами, тогда как отношение
MgO : (суммарное Fe в виде FeO) зависит от степени дифференциации магмы,
из которой кристаллизовался биотит, или степеннее загрязнения. В табл. 14
приведены средние составы биотитов из упомянутых выше парагенезисов
известково-щелочных и щелочных магматических пород. В последователь-

94
Породообразующие минералы
Таблица 14
СРЕДНИЕ СОСТАВЫ БИОТИТОВ ИЗ РАЗЛИЧНЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ (Nockolds, 1947)
Ассоциирующий с
биотитом минерал
Si
[А1]«
[Ti]4
[А1]6
Сумма октаэдри-
ческих атомов
Сумма Fe в виде
ГеО
MgO
Fe2O3
FeO
MnO
Na2O
K2O
Известково-щелочные
1
топаз и
т. д.
5,89
2,11
—
1,42
5,08
43,7
0,23
—
2

мусковит
5,30
2,70
—
0,78
5,45
3,20
0,22
0,46
0,11
магматические
породы
3
только
биотит
5,49
2,51
—
0,38
5,66
3,05
0,14
0,53
0,07
4
роговая
обманка
5,53
2,47
—
0,15
5,85
1,75
0,22
0,34
0,06
5
пироксен
и (или)
оливин
5,74
2,19
0,07
0,09
5,81
0,62
0,17
0,13
0,09
Щелочные
магматические породы
6
только
биотит
5,48
2,52
—
0,44
5,75
—
0,23
0,49
0,12
7
щелочные
амфиболы
5,63
2,23
0,14
0,19
5,44
—
0,28
0,82
0,16
8
Эги-
рин
5,52
2,12
0,24
0,10
5,67
—
0,33
1,46
0,15
ности образцов от биотита колонки 2, ассоциирующего с мусковитом,,
до биотита колонки 5, ассоциирующего с пироксеном и оливином
(присутствующими порознь или совместно), уменьшается количество А1,
занимающего как тетраэдрические, так и октаэдрические положения, тогда
как отношение MgO : (суммарное Fe в виде FeO) в этом же направлении
возрастает. Биотиты, ассоциирующие с топазом, бериллом и сподуменом
(колонка 1), выпадают из этой серии. В данных по биотитам щелочных
пород наблюдается большой разброс; типичные для них содержания
элементов приведены в колонках 6, 7 и 8. В биотитах щелочных пород по
сравнению с образцами из известково-щелочных пород больше Ti входит
в тетраэдрические положения и выше отношения Fe+3 : Fe+2, Na : К,
а также содержание Мп (см. анал. 8, 10, табл. 12).
Нокколдс (Nockolds, 1946) изучил положение биотита в ряду
кристаллизации железо-магнезиальных минералов известково-щелочных
пород. В комплексе Гарбал^Хилл — Глен-Фин биотит приурочен к
основной массе оторочек закалки наиболее рано закристаллизовавшихся пород
и располагается на линии ликвидуса. В среднезернистых породах
кристаллизация биотита начинается после прекращения кристаллизации
оливина и пироксена и лишь частично совпадает по времени с выпадением'
из расплава роговой обманки. Полагают, что кристаллизация биотита
завершается до начала кристаллизации плагиоклаза, калиевого полевого
шпата и кварца. В породах батолита Южной Калифорнии кристаллизация
биотита частично совпадает с образованием пироксена (Larsen, Draisin,
1950). В этом массиве, однако, нет признаков реакционных отношений
между роговой обманкой и биотитом, и в основном эти минералы
кристаллизовались совместно. Распределение биотита в интрузивных и
эффузивных породах Южной Калифорнии одинаковое. Биотит отсутствует в
габбро и базальтах, появляясь в породах обеих групп, когда величина

Биотит 95
(V3 SiO2 + K20 — CaO — FeO — MgO) породы составляет —2 и выше.
В группе интрузивных пород батолита биотит становится главным
железо-магнезиальным минералом, когда величина (х/з SiO2 + К2О — СаО —
— FeO — MgO) превышает 5 (тоналиты, гранодиориты, граниты), а в
эффузивных породах, когда это значение больше 12 (кварцевый латит,
риолит).
Весьма распространен биотит в породах среднего состава,
образовавшихся в результате ассимиляции габброидного, долеритового и норито-
вого материала кислой магмой. Нокколдс (Nockolds, 1934) подчеркивал,
что биотит кристаллизуется в качестве конечного продукта реакционных
серий, например моноклинный пироксен -»- бурая роговая обманка -»-
-*- зеленая роговая обманка —*- биотит и моноклинный пироксен —*■
ромбический пироксен -*- биотит. В частности, многие исследователи
отмечали прогрессивное образование биотита по мере последовательного
преобразования роговой обманки в ксенолитах пород основного состава,
попавших в породы среднего и кислого состава. Так, в ксенолитах
основных пород в тоналите комплекса Карсфайрн отношение биотит: роговая
обманка изменяется от 1 : 4 в наименее измененных включениях до 1: 0,5
в ксенолитах, интенсивно преобразованных явлениями ассимиляции.
Выравнивание отношения биотит : роговая обманка в ксенолитах и
вмещающем их тоналите A : 0,4) ведет к тому, что в наиболее
преобразованных ксенолитах и тоналите возникают почти одинаковые количества этих
двух минералов.
Обычно биотит встречается в средних и кислых интрузивных
породах, однако иногда он играет важную роль и в составе некоторых
основных пород. Так, его много в кварц-биотитовых норитах и кордиери-
товых норитах района Хэддо-Хауз (Read, 1935), где его
кристаллизация может быть вызвана ассимиляцией андалузит-кордиеритовых
кристаллических сланцев и кордиерит-биотитовых гнейсов габброидной
магмой. Биотит присутствует в большинстве пород серии амфиболитов —
гнейсовидных кварцевых диоритов района Гасайсио — Такануки,
Япония. По мнению Огуры (Ogura, 1958), эти кварцевые диориты
образовались за счет амфиболитов в результате проявления гранитизации,
обусловленной пропитыванием основных пород кварцево-полевошпатовыми
компонентами. По мере развития гранитизации содержание суммарного
и окисного железа в биотитах возрастает, а количество Mg, Ti и Мп
понижается. Кроме того, наблюдается увеличение содержания биотита по
мере уменьшения содержания анортитового компонента в
сосуществующем с биотитом плагиоклазе.
Во многих гранитах наблюдается частичная или полная хлорити-
зация биотита, происходящая в гидротермальную стадию
кристаллизации. Чейз (Ghayes, 1955) предположил, что это превращение может
осуществляться по следующим реакциям (железистая слюда и слюда, не
содержащая железа, учитываются порознь):
Истонит Клинохлор Калиевый
полевой
шпат
2(OHJKFeJ2AlSi3O10 + 2H2O -*- (OH)8Fe+2Fe+3AlSi3O10 + KAlSi3Os+К.
Железистая слюда Железистый хлорит Калиевый
полевой
шпат

96
Породообразующие минералы
В излившихся породах биотит встречается значительно реже, чем в
интрузивных, и в тех случаях, когда он появляется в эффузивах, он обычно
всегда частично замещается другими минералами. Объяснение
различного поведения биотита в интрузивных и эффузивных породах с точки
зрения экспериментально определенной кривой устойчивости
флогопита и ее соотношений с минимальными кривыми плавления гранита
и базальта было дано Йодером и Эйгстером (Yoder, Eugster, 1954). На
фиг. 20 видно, что кривая устойчивости флогопита располагается выше
I
«а
I
г 1 1—
| Минимальная
кривая
плавкости
I „гранита "
Кривая ^Минимальная
устойчивое - J1 Критя
~" I плавкости
I „базальта".
I
I
\
ФИГ. 20. Соотношения
верхней кривой устойчивости
флогопита, минимальной кривой
плавкости гранита (Bowen,
Tuttle, 1953) и предполагаемой
кривой плавкости базальта
(Yoder, Eugster, 1954).
800 1000 1200
Температура, "G
кривой плавления гранита, за исключением области самых низких
давлений, однако она пересекает кривую плавления базальта при
некотором промежуточном значении давления. Таким образом, в основных
породах флогопит должен быть устойчив на глубине, но неустойчив при
излиянии. Возможность экстраполяции этих выводов на биотитовую
слюду довольно сомнительна, так как экспериментальная работа
по анниту показала, что кривая его устойчивости сильно зависит от
величины изоморфного замещения магния железом (Eugster, 1956).
Однако биотит присутствует в излившихся породах, где он полностью
или частично резорбирован, что наиболее четко проявляется в самых
бедных кремнеземом эффузивах, например в вулканических породах
региона Сан-Хуан, Колорадо (Eugster, 1956). В вулканических породах
района Самбре, юго-западная часть Японии, кристаллы биотита
обычно окружены венцовыми оторочками роговой обманки, к которой иногда
присоединяется подчиненное количество пластинок плагиоклаза (Taneda,
1952). За исключением слюд базальтов, состав биотитов эффузивных
пород не попадает в поля состава биотитов их интрузивных эквивалентов
(см. стр. 95), и в общем первые по сравнению со вторыми обеднены Fe+2
и обогащены Ге+3 и Ti (см., например, табл. 12, анал. 2). Во многих
эффузивных породах биотит присутствует в виде вкрапленников, полное
или частичное (по краям) окисление которых связано с кристаллизацией
основной массы в приповерхностных условиях.

Биотит
97
Общие соотношения состава биотита и геологических условий были
изучены Хейнрихом (Heinrich, 1946). Результаты этой работы в общем
согласуются с данными, полученными при других исследованиях, и
отражены на фиг. 21. На этой фигуре, представляющей собой треугольную
диаграмму состава биотита в координатах (Fe2O3 + TiO2) — (FeO-f-MnO) —
—MgO, показаны соотношения составов биотитов и флогопитов,
присутствующих в тех или иных породах. Главные выводы выражены графически
и заключаются в следующем.
FeO + MnO
Граниты \
* Гнейсы и \
\кристалличес\
\кие сланцы \
\ \
\ >
^ Диориты
Ч Габбро Бдз^ть/
4 ^ Ультра -
<v базигпы
Мрамо\
Fe203+Ti0j
фиг. 21. Колебания химического состава флогопитов
и биотитов в зависимости от типа материнских пород
[построено по данным диаграмм Хейнриха (Heinrich, 1946)]
(Engel, Engel, 1960).
Гранитные пегматиты. Биотиты из гранитных пегматитов
характеризуются очень высоким содержанием FeO (с максимальным значением
приблизительно 30%). Как MgO, так и Fe2O3 + TiO2 менее 10%.
Граниты, кварцевые монцониты и гранодиориты. Содержание FeO
колеблется приблизительно от 12 до 25%; Fe2O3 + TiO2 менее 10%,
содержание MgO может достигать 12%.
Тоналиты, диориты. Содержание FeO обычно ниже, количество
Fe2O3 + TiO2 приблизительно такое же, a MgO — больше, чем в
предыдущей группе.
Габбро. Содержание MgO колеблется от 15 до 20%, отношение (FeO +
+ MnO) : (Fe2O3 + TiO2) близко к 1. Максимальное содержание FeO
примерно 10%, a Fe2O3 — 8%; в образцах с небольшим содержанием Fe2O3
в повышенном количестве присутствует TiO2.
Перидотиты и другие ультраосновные породы. Присутствуют
преимущественно флогопиты с максимальным содержанием FeO 5%, а
Fe2o3 — 6%. Максимальное содержание MgO приближается к 30%.
Содержание TiO2 обычно мало.
7 Ли 1263

98 Породообразующие минералы
Сиениты, нефелиновые сиениты и сиенит-пегматиты. Высокое
содержание FeO (максимально около 32%), наивысшее содержание Fe2O3,
количество MgO редко превышает 7 %.
Гнейсы и кристаллические сланцы. Состав изменяется в довольно
ограниченных пределах. Максимальное содержание FeO — 20%, но
обычно не превышает 10%, тогда как MgO присутствует, как правило,
в количестве не более 18%.
Метаморфизованные карбонатные породы. Присутствуют лишь
флогопиты, обычно богатые MgO (максимальное содержание
приблизительно 30%). Максимальное содержание FeO -f- Fe2O3 менее 10%.
Соотношения составов сосуществующих биотита и пироксена, а
также сосуществующих биотита и роговой обманки получены Де Вором
(De Vore, 1957). По сравнению с пироксеном в биотите в больших
количествах присутствуют [Al]4, [A1]B, Fc+3 и Ti; исключения из этого
правила редки; в биотите содержания [Al]4, Fe+3 и Ti выше, чем в роговой
обманке, тогда как отношение Mg : (Mg + Ti+2) в нем ниже. Роль
адсорбции в разделении и распределении элементов-примесей и колебание
отношения Mg : (Mg + Fe+2) рассматривались Де Вором (De Vore, 1955 a, b).
ЛИТЕРАТУРА
Ambrose J. W., 1936. Progressive kinetic-metamorphism of the Missi series near
Flinflon, Manitoba, Am. Journ. Sci., ser. 5, 32, 257.
Barshadl., 1948. Vcrmiculite and its relation to biotite as revealed by base exchange
reactions, X-ray analysis, differential thermal curves, and water content, Am.
Mineral., 33, 655.
Barth T. F. W., 1936. Structural and petrological studies in Dutchess County, New
York, Pt. II, Bull. Geol. Soc. Am., 47, 775.
Б e p x и н СИ., 1954. Рентгенограммы железо-магнезиальных слюд, Докл. АН
СССР, 95, 145.
В о w e n N. L., T u t t I e О. F., 1953. Beginning of melting of some natural granites,
Carnegie Inst. Washington, Ann. Hep. Dir. Geophys. Lab., 1952—1953, 52, 50.
Brammall A., Harwood H. F., 1932. The Dartmoor granites: their genetic
relationships, Quart. Journ. Geol. Soc, 88, 171.
Brown P. E., 1956. The Mourne Mountains granites — a further study, Geol. Mag.,
93, 72.
С h а у е s F., 1955. Potash feldspar as a by-product of the biotite-chlorite
transformation, Journ. Geol., 63, 75.
Coats R. R., Fahey J. J., 1944. Siderophyllite from Brooks Mountain, Alaska,
Am. Mineral., 29, 373.
Deer W. A., 1935. The Cairnsmore of Carsphairn igneous complex, Quart. Journ. Geol.
Soc, 91, 47.
Deer W. A., 1937. The composition and paragenesis of the biotites of the Carsphairn
igneous complex, Mineral. Mag., 24, 495.
D e V о r 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.
D e V о r e G. W., 1957. The association of strongly polarizing cations with weakly
polarizing cations as a major influence in element distribution, mineral
composition, and crystal growth, Journ. Geol., 65, 178.
Donnay G., Kingman P., 1958. Synthetic mica of type 3M, Carnegie Inst.
Washington, Ann. Rep. Dir. Geophys. Lab., 1957—1958, 57, 252.

Биотит 99
Engel A. E.J., Engel С. G., 1960. Progressive metamorphism and granitization
of the Major paragneiss, northwest Adirondack Mountains, New York, Part II,
Mineralogy, Bull. Geol. Soc. Am., 71, 1.
Engelhardt W. von, 1936. Die geochemie des Barium, Chemie der Erde, 10, 187.
E u g s t e r H. P., 1956. Stability of hydrous iron silicates, Carnegie Inst. Washington,
Ann. Rep. Dir. Geophys. Lab., 1955—1956, 55, 158.
Eugster II. P., 1957. Stability of annite, Carnegie Inst. Washington, Ann. Rep.
Dir. Geophys. Lab., 1956—1957, 56, 161.
Eugster H. P., Wones D. R., 1958. Phase relations of hydrous silicates with
intermediate Mg/Fe ratios, Carnegie Inst. Washington, Ann. Rep. Dir. Geophys.
Lab., 1957—1958, 57, 193.
Francis G. H., 1956. Facies boundaries in pelites at the middle grades of regional
metamorphism, Geol. Mag., 93, 353.
G о w e r J. A., 1957. X-ray measurement of the iron-magnesium ratio in biotites, Am.
Journ. Sci., 255, 142.
Григорьев Д. П., 1938. Синтез и исследование биотита, Докл. АН СССР, 20, 391.
Hall A. J., 1941. The relation between colour and chemical composition in the
biotites, Am. Mineral., 26, 29.
Harker R. I., 1954. Further data on the petrology of the pelitic hornfelses of the
Cam Chuinneag — Inchbae region, Ross-shire, with special reference to the
status of almandine, Geol. Mag., 91, 445.
Harry W. Т., 1950. Aluminium replacing silicon in some silicate lattices, Mineral.
Mag., 29, 142.
H а у a m a Y., 1959. Some considerations on the colour of biotite and its relation to
metamorphism, Journ. Geol. Soc. Japan, 65, 21.
Heinrich E. W., 1946. Studies in the mica group; the biotite — phlogopite series,
Am. Journ. Sci., 244, 836.
Heinrich E. W., Levinson A. A., Levandowski D. W., H e-
w i t t С. Н., 1953. Studies in the natural history of micas, University of
Michigan Engineering Research Inst. Project M. 978; final report.
Hendricks S. В., Jefferson M. E., 1939. Polymorphism of the micas, Am.
Mineral., 24, 729.
Hess F. L., Stevens R. E., 1937. A rare-alkali biotite from Kings Mountain,
North Carolina, Am. Mineral., 22, 1040.
H о 1 z n e r J., 1936. Uber den anomalen Kristallbau der Biotite, Zeit. Krist., 95, 435.
Howie R. A., 1955. The geochemistry of the charnockite series of Madras, India,
Trans. Roy. Soc. Edin., 62, 725.
H u t t о n CO., 1947. The nuclei of pleochroic haloes, Am. Journ. Sci., 245, 154.
H u t t о п С. О., 1947. Contributions to the mineralogy of New Zealand, Part 3, Trans.
Roy. Soc. New Zealand, 76, 481.
Jacobson R.R. E., M а с 1 e о d W. N., Black R., 1958. Ring-complexes in
the younger granite province of Northern Nigeria, Geol. Soc, Mem. No. 1.
Jakob J., 1937. tjber das Auftreten von dreiwertigen Titan in Biotitcn, Schweiz. Min.
Petr. Mitt., 17, 149.
К r e t z R., 1959. Chemical study of garnet, biotite and hornblende Irom gneisses of
southwestern Quebec, Journ. Geol,, 67, 371.
К u n i t z W., 1924. Die Beziehungen zwischen der chemischen Zusammensetzung und
den physikalisch-optischen Eigenschaften innerhalb der Glimmergruppe, Neues
Jahrb., Bl— Bd. 50, 365.
К u n i t z W., 1929. Enthalten die Muskovite und Biotite Kalk, Zeit. Krist., 70, 508.
Lambert R. St. J., 1959. The mineralogy and metamorphism of the Moine
schists of the Morar and Knoydart districts of Inverness-shire, Trans. Roy. Soc.
Edin., 63, 553.
7*

100 Породообразующие минералы
Larsen E.S. Jr., Draisin W., 1950. Composition of the minerals in the rocks
of the Southern Californian Batholith, Int. Geol. Congress, Report of 18th
Session, Great Britain, 1948, Part III, 66.
Larsen E.S. Jr., Gonyer F. A., Irving J., 1937. Petrologic results of a stib
dy of the minerals from the Tertiary volcanic rocks of San Juan Region, Colorado,
6, Biotite, Am. Mineral., 22, 898.
Larsen E.S. Jr., Schmidt R. G., 1958. A reconnaissance of the Idaho
batholith and comparison with the Southern California batholith, U. S. Geol. Surv.
Bull. 1070—A.
Lee D. E., 1958. A chlorine-rich biotite from Lemhi County, Idaho, Am. Mineral.,
43, 107.
M а с К e n z i e W. S., 1953. Metamorphism in the Ross of Mull, Ph. D. Thesis,
Cambridge.
M e h m e 1 M., 1937. Ab und Umbau am Biotit, Chemie dor Erde, 11, 307 (M. A. 7—28).
Michel-Levy A., W у a r t J., Michel-Levy M., 1947. Reproduction
artificielle a haute pression de la biotite et de la hercynite, Compt. Rend. Acad.
Sci. Paris, 225, 85.
M i yashiro A., 1953. Calcium-poor garnet in relation to motamorphism, Geochim. et
Cosmochim. Acta, 4, 173.
Miyashiro A., 1956. Data on garnet — biotite equilibria in some metamorphic
rocks of the Ryoke zone, Journ. Geol. Soc. Japan, 62, 700.
Miyashiro A., 1958. Regional metamorphism of the Gosaisyo — Takanuki District
in the Central Abukuma Plateau, Journ. Fac. Sci., Univ. Tokyo, sec. II, 11, 219.
N'a g e*l s с h m i d t G., 1937. X-ray investigations on clays, Part 3, Zeit. Krist.,
* 97, 514.
Nockolds S. R., 1934. The production of normal rock types by contamination and
their bearing on petrogenesis, Geol. Mag., 71, 31.
Nockolds S. R., 1941. The Garabal Hill — Glen Fyne igneous complex, Quart.
Journ. Geol. Soc, 96, 451.
Nockolds S. R., 1946. The order of crystallization of the minerals in some
Caledonian plutonic and hypabyssal rocks, Geol. Mag., 83, 206.
Nockolds S.R., 1947. The relation between chemical composition and paragenesis
in the biotite micas of igneous rocks, Am. Journ. Sci., 245, 401.
Nockolds S. R., Mitchell R. L., 1948. The geochemistry of some Caledonian
plutonic rocks: a study in the relationship between the major and trace elements
of igneous rocks and their minerals, Trans. Roy. Soc. Edin., 61, 533.
Nockolds S. R., R i с h e у J. E., 1939. Replacement veins in the Mourne
Mountain granites, N. Ireland, Am. Journ. Sci., 237, 27.
О g u r a Y., 1958. On the granitization of some basic rocks of the Gosaisyo —
Takanuki District, Southern Abukuma Plateau, Japan, Jap. Journ. Geol. Geogr., 29,
171.
P a r г a s K., 1958. On the charnockites in the light of a highly metamorphic rock
complex in southwestern Finland, Bull. Comm. geol. Finlande, No. 181.
Phillips F. C, 1930. Some mineralogical and chemical changes induced by
progressive metamorphism, Mineral. Mag., 22, 239.
Pitcher W. S., S i n h a R. C, 1957. The petrochemistry of the Ardara aureole,
Quart. Journ. Geol. Soc, 113, 393.
Read H. H., 1935. The gabbros and associated xenolithic complexes of the Haddo
House district, Aberdoenshire, Quart. Journ. Geol. Soc, 91, 591.
Schwartz G. M., 1958. Alteration of biotite under mesothermal conditions, Econ.
Geol., 53, 164.
С е р д ю ч е н к о Д. П., 1948. О кристаллохимической роли титана в слюдах, Докл.
АН СССР, 59, 545.
Сердюченко Д. П., 1948а. О химическом составе и классификации слюд, Докл.
АН СССР, 59, 545.

Биотит 101
S h i d б F., 1958. Plutonic and metamorphic rocks of the Nakoso and Iritono Districts
in the Central Abukuma plateau, Journ. Fac. Sci., Univ. Tokyo, sec. II, 11, 131.
S n e 11 i n g N. J., 1957. Notes on the petrology and mineralogy of the Barrovian
metamorphic zones, Geol. Mag., 94, 297.
Stewart F. H., 1942. Chemical data on a silica-poor argillaceous hornfels and its
constituentminerals, Mineral. Mag., 26, 260.
T a n e d a S., 1952. Petrographic notes on the volcanic rocks from Sambre, southwestern
Japan, Jap. Journ. Geol. Geogr., 22, 1.
T i 1 1 e у С. Е., 1924. Contact metamorphism in the Comrie area of the Perthshire
Highlands, Quart. Journ. Geol. Soc, 80, 22.
T i 1 1 e у С. Е., 1925. Metamorphic zones in the southern Highlands of Scotland, Quart.
Journ. Geol. Soc, 81, 100.
Tilley С. Е., 1926. Some mineralogical transformations in crystalline schists,
Mineral. Mag., 21, 34.
T о z e r C. F., 1955. The mode of occurrence of sillimanite in the Glen District, Co.
Donegal, Geol. Mag., 92, 310.
Tsuboi S., 1938. Petrological notes A9)—C2), Jap. Journ. Geol. Geogr., 15, 125.
Цветков А. И., Вальяшихина Е. П., 1956. О гидратации и окислении
слюд, Изв. АН СССР, сер. геол., № 5, 74.
Верес Г. И., Меренкова Т. Б., Островский И. А., 1955.
Искусственная чисто железистая гидроксильная слюда, Докл. АН СССР, 101, 147.
Walker G. F., 1949. The decomposition of biotite in the soil, Mineral. Mag., 28, 693.
Walker G. F., 1950. Trioctahedral minerals in the soil-clays of north-east Scotland,
Mineral. Mag., 29, 72.
Wones D. R., 1958a. Ferrous-ferric biotitcs, Carnegie Inst. Washington, Ann.
Rep. Dir. Geophys. Lab., 1957—1958, 195.
Wones D. R., 1958b. The phlogopite-annite join, Carnegie Inst. Washington, Ann.
Rep. Dir. Geophys. Lab., 1957—1958, 194.
Wooster W. A., 1950. Mineralogical applications of a two-crystal Weissenberg
X-ray goniometer, Mineral. Mag., 29, 427.
Y о d e r H. S., E u g s t e r H. P., 1954. Phlogopite synthesis and stability range,
Geochim. et Cosmochim. Acta, 6, 157.
Zastawniak F., 1951. Chemical composition of biotites in different rocks of the
Tatra Mts, Ann. Soc. Geol. Pologne, 20, 117 (M. A. 11—391).

Лепидолит
K2(Li, AlM.6[Si6.7Al2_1O20](OH, FL
Np
Nm
Ng
Ng—Np
—2V
Ng:x 0—7°
Nm=t/; пл. о. о.
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Двойникование
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
ячейка
МОНОКЛИННЫЙ (ИЛИ ТРИКЛИННЫЙ) (—)
1,525—1,548
1,551—1,585
1,554—1,587
0,018—0,038
0—58°
@10)
2,80—2,90
2,5—4
По {001} совершенная
Двойники редки;
двойниковая плоскость {001}, двойниковая ось [310]
Бесцветный, с розовым и фиолетовым оттенками; в шлифах
бесцветный
Максимальная абсорбция в направлении колебаний лучей
в плоскости спайности
а 5,3, Ъ 9,2, с 10,2 А, 0 100°
Z=l. Пространственная группа С2/т или Cm (полиморфная
модификация 1М)
а 9,2, Ъ 5,3, с 20 А, р 98°
Z = 2. Пространственная группа С2/с (полиморфная
модификация 2М2)
а 5,3, с 30,0 А
Z = 3*. Пространственная группа Р3^2 или Р3212
(полиморфная модификация ЗТ)
Очень слабо поддается действию кислот
Лепидолит — наиболее распространенный литийсодержащий
минерал, присутствующий почти исключительно в пегматитах иногда в виде
крупных таблитчатых кристаллов, но чаще в агрегатах мелких листочков.
Свое название минерал получил от греческого lepidos, чешуйка, в связи
с чешуйчатым обликом. Практический интерес лепидолит представляет
не столько как слюдяной минерал, сколько в качестве источника лития.
Литий (часто в форме лепидолита) вводится в стекла и эмали для
понижения их коэффициента расширения и увеличения прочности; его примесь
может придавать стеклам опаловый характер.
Структура
Главнейшие особенности структуры лепидолита уже
рассматривались выше (стр. 10) как пример типичных черт структуры слюдистых
минералов. По характеру заселения в его структуре тетраэдрических и окта-
эдрических положений лепидолит занимает промежуточное положение
* 3K(Li, AlJ,6_3(Si3_3,sAl1_0,6)Oi0(OH) FJ.

Лепидолит 103
между диоктаэдрическими и триоктаэдрическими слюдами (см. раздел,
посвященный химизму). Стивене (Stevens, 1938) изучил химический
состав ряда образцов лепидолита, структура которых была исследована
Хендриксом и Джефферсоном (Hendricks, Jefferson, 1939), а затем Левин-
соном (Lewinson, 1953). Последний автор установил у лепидолитов
несколько полиморфных модификаций со следующими типами элементарных
ячеек: однослойная моноклинная, шестислойная моноклинная и
трехслойная гексагональная. В литературе отмечалось, что шестислойная
моноклинная ячейка может описываться как двухслойная моноклинная
BМ2) с параметром Ь = 5,3 А, тогда как трехслойная гексагональная
эквивалентна трехслойной тригональной (ЗТ) (Smith, Yoder, 1956).
Таким образом, три полиморфные модификации лепидолита — это 1М, 2М2
и ЗТ; лепидолиты не кристаллизуются в виде структурной
модификации 2М4, свойственной мусковитам. Образцы лепидолитов со структурой
ЗТ сравнительно редки; лепидолиты этой структурной разновидности
не отличаются от липидолитов модификации 1М по своему химическому
составу и часто встречаются в сочетании с другими модификациями.
Структуру ЗТ можно рассматривать как результат последовательного двой-
никования структуры 1М, когда каждый последующий слой повернут
по отношению к предыдущему на 120° в одном и том же направлении
(Hendricks, Jefferson, 1939). В монокристаллах лепидолита весьма обычны
полиморфные вариации (например, чередование модификаций 1М и 2Мг)
как в направлении оси z, так и в боковом направлении, параллельном
поверхности спайности, а тонкозернистые лепидолиты часто
представляют собой смеси фракций модификации 2М2 со структурпой
разновидностью 2М4 мусковита или литиевого мусковита. Чтобы отличать
лепидолиты 1М, лепидолиты 2Мг и литиевые мусковиты 2Mi, можно
пользоваться порошковыми рентгенограммами; порошковые рентгенограммы
лепидолитов модификации ЗТ и лепидолитов 1М очень сходны. Кроме
упомянутых уже структурных разновидностей литиевых слюд, изредка
встречается слюда, которой приписывается трехслойная моноклинная
ячейка* со следующими параметрами: а 5,2, Ъ 9,0, с 30,0 А, Р 90° (Heinrich
et al., 1953); однако о структуре этой разновидности слюды и о
взаимоотношениях ее с другими литиевыми слюдами имеется очень мало сведений.
Угол р лепидолитов модификации 1М не отличается от идеального
значения 100°, тогда как у мусковитов модификации 1М угол р достигает
101 °35'. Это согласуется с различиями в степени искажений основных
слюдяных слоев в их структуре: у мусковита в этих слоях имеются
вакантные октаодрические положения, которые в лепидолитах все более
заполняются по мере увеличения содержания лития.
Химизм
Кроме изоморфных замещений, отраженных выше в общей формуле,
лепидолит содержит много натрия, рубидия и цезия, которые могут
замещать калий, а железо, марганец и магний могут занимать октаэдриче-
ские положения. Кроме того, в лепидолите в небольших количествах
часто присутствуют Са, Ва, Sr, Ga, Nb, Th и Ti. Ниже приведены
средние содержания некоторых окислов и фтора в 26 анализах лепидолитов
* Ср. безглиноземистый биотит, стр. 70.

104
Породообразующие минералы
(Heinrichetal., 1953): MnO 1,16, Li2O3,77, Rb2O0,54, Na2O0,41, F5,41%.
Содержание Rb2O и Cs2O может достигать 2—3% (например, в
лепидолите из Варутреска), а МпО—до 7,5%. Лепидолит — один из
немногих минералов с ощутимым содержанием Rb, в связи с чем он
применяется при определении абсолютного возраста по соотношению
радиоактивных изотопов S7Rb : 87Sr (Ahrens, 1956). Ряд типичных анализов
лепидолитов приведен в табл. 16.
Проблема химизма лепидолита рассматривалась Стивенсом
(Stevens, 1938) и Винчеллом (Winchell, 1942) исходя из концепции конечных
членов изоморфной серии, однако имеются различные мнения
относительно возможности существования непрерывной изоморфной серии
между мусковитом и лепидолитом. Если допустить, что литийсодержа-
щие слюды аналогичны мусковиту по наличию не менее 6 атомов кремния
на формульную единицу и отсутствию двухвалентных ионов*, то
представляется, что содержание лития в них несколько занижено, как это
можно видеть из табл. 15.
Таблица IS
ВЕРОЯТНЫЕ СОСТАВЫ ЛИТИЕВЫХ МУСКОВИТОВ И ЛЕПИДОЛИТОВ
КОЛИЧЕСТВА ИОНОВ В ПЕРЕСЧЕТЕ НА 24 (ОН, F)

Приблизительное

содержание Ы2О,
%
[ °
а 2
1 3,3
4,5
5,5
6,3
7,0
[Li] 6
0
1,0
1,8
2,5
3,0
3,5
4,0
[А1]6
4
3,0—3,7
2,7—3,4
2,5—3,2
2,3-3,0F)
2,2-2,5
2,0 (в)
[А1]4
2
0-2
0-2
0—2
0-2F)
0-1
0 (в)
[Si] 4
6
8—6
8-6
8—6
8—6 (б)
8—7
8 (в)
Сумма ионов
[У] 6
4
4,0-4,7
4,5-5,2
5,0—5,7
5,3—6,0F)
5,7—6,0
6,0 (в)
В разделе, посвященном химизму мусковита, было показано, что
Li2O может входить в состав мусковита, не вызывая заметных изменений
структуры этого минерала, в количестве до 3,3%. Таким образом,
составы (а) табл. 15 соответствуют мусковитам и литиевым мусковитам с
содержанием от 4 до 5 ионов в октаэдрической координации и представляют
собой твердые растворы между диоктаэдрическими и триоктаэдриче-
скими слюдами. Состав (б) табл. 15 отвечает формуле К2 (Li3Al3) (SieAl2}
(ОН, FL O2o и был назван Стивенсом (Stevens, 1938) литиевым
мусковитом, а Винчеллом (Winchell, 1942) — пауцилитионитом; состав (в)
соответствует полилитиониту с формулой K2(Li4Al2)Si8(OH, FL02o-
Соотношения между литиевыми слюдами, приведенные в табл. 15, графически
изображены на фиг. 22, на которой отражена зависимость между
содержанием лития и кремния (для того и другого в значениях количеств
атомов на формульную единицу). Эта фигура показывает, что конечные
члены серии пауцилитионита—полилитионита и промежуточные составы
этой серии соответствуют лишь лепидолитам со строго триоктаэдрическим
* Химические анализы лепидолитов либо не обнаруживают двухвалентных
ионов, либо показывают незначительные их количества, а содержание атомов кремния
на формульную единицу практически никогда не бывает меньше 6.

Лепидолит
105
характером ис содержанием не менее 3,0 атомов лития E,5% Li2O). При
меньшем содержании лития в лепидолитах должны существовать не
занятые полностью положения У (могло бы уменьшаться количество
валентных положений двухвалентных ионов, но фактически последних всегда
очень мало). Лишь при содержании Li2O более 5,5% составы литиевых
слюд приближаются к составу полилитионита. Анализы лепидолитов у
приведенные Стивенсом и другими исследователями, обнаруживают
непрерывную серию от 3,3 до 7,0% 1Л2О и все переходы от слюд со
значением У, равным 5, до слюд с У, равным 6 (Si : А1 обычно ниже 7 : 1).
Полилитионит
\0
1,0
A,mo№i Si
фиг. 22. Вероятные соотношения областей составов литиевых
мусковитов и лепидолитов.
Следовательно, существует непрерывная серия химических составов
между диоктаэдрическим мусковитом и триоктаэдрическим лепидолитом
со структурным переходом у составов с содержанием Li2O
приблизительно 3,3% от полиморфной модификации 2Mt, присущей мусковиту, к
структурным разновидностям 1М, 2М2 и ЗТ, которые характерны для
лепидолитов. Винчелл (Winchell, 1942) отвергает возможность существования
непрерывной изоморфной серии и интерпретирует имеющиеся данные
по химическому составу литиевых слюд как свидетельство наличия смесей
конечных составляющих лепидолита и мусковита. При рентгенострук-
турных исследованиях во многих образцах лепидолитов
устанавливается смесь нескольких структурных разновидностей слюд, в том числе
присутствие некоторого количества мусковита или литиевого мусковита.
Однако в других случаях в образцах слюд с промежуточным или низким
содержанием Li2O удается обнаружить лишь одну из лепидолитовых
фаз. Для интерпретации литиевых мусковитов (с количеством ионов
группы У от 4 до 5) как смесей минералов в них должно было бы
присутствовать довольно много мусковитового компонента, который был бы хоро-

Таблица 16
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЛЕПИДОЛИТА
SiO2
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K2O
Rb2O
Cs2O
F
II2O+
н2о-
F = O
Сумма
Np
Nm
Ng
—2V
Уд. в.
i
48,58
Сл.
28,93
—
0,04 a
0,92
0,00
Сл.
3,70
0,87
10,02
0,91
0,16
4,93
2,56
0,54
102,16
2,08
100,08
1,530
1,553
1,559
33°
—
2
50,00
0,00
24,96
0,24
0,00
0,16
0,01
0,20
4,35
0,67
9,95
2,70
1,90
4,95
1,30
0,60
101,99
2,08
99,91
—
—
50°
—
3
53,45
Сл.
22,15
—
0,16a
0,52
0,14
0,00
5,04
0,74
9,58
1,56
0,48
7,22
1,28
0,46
102,78
3,04
99,74
1,534
1,555
1,559
33°
—
4
48,94
0,00
22,21
1,55
1,52
0,75
0,03
0,10
4,99
0,53
8,62
3,80
1,08
6,69
1,46
0,88
103,15
2,62
100,53
1,585
1,587
42°
2,866
5
50,83
Сл.
23,70
—
1,24
0,97
0,46
0,24
5,51
1,06
9,88
1,64
6,96
0,90
0,12
103,51
2,93
100,58
—
—
—
6
51,25
0,01
23,71
—
0,07 а
0,61
0,08
Сл.
5,78
0,65
9,90
2,00
0,08
8,08
0,90
0,34
103,46
3,40
100,06
1,536
1,555
1,559
—.
—
7
49,80
0,00
25,56
0,08
0,00
0,38
0,22
0,00
5,95
0,40
9,67
1,97
1,20
6,85
0,38
0,50
102,96
2,89
100,07
—
—
36°
2,898

Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
А1
А1
Fe+з
Fc+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
Cs
F
OH
6,460 \
1,540/ 8
2,996"
—
0,005
0,104
—
1,979
—
0,224
1,700
0,078
0,010
2,0741
2,270J
5
2
4,
,00
,08
,01
34
6,897
1,103
2,857
0,024
0,019
0,002
2,414
0,030
0,178
1,752
0,238
0,110
2,158
1,198
} 8,00
J
5'32
2,31
| 3,36
2,6021
0,018
0,058
0,028
2,702j
0,191
1,629
••«•
5,41
1,98
0,133
0,027
6,7541
1,246/ 8
2,368
0,161
0,175
0,088
0,006
2,770
0,015
0,140
1,518
0,336
0,064
2,920
1,344
00
5,57
2,07
4,26
6,804 \
1,196/ 8'(H
2,504-
0,139
0,110
0,092
2,966 ,
0,035
0,276
1,688
0,132
2,946"
0,804.
5,81
2,13
• 3,75
6,822 \
1,178 |8'00
2,543^
0,007
0,069
0,016
5,74 6
0,095 J
—
0,168
1,681
0,171
0,004
2,02
3,402 \
0,800 j4'20
6'75°1-8OO
1,250/ 8'00
2,834-
0,008
0,044
0,044
3,244 J
6,17
2,02
0,106
1,674
0,172
0,070
2.9361
0,344/ 3>28
1. Плотный тонкозернистый розово-фиолетовый лепидолит, месторождение Стьюарт, Пейле, Калифорния (Stevens, 1938). Аналитик Р. И. Стивене.
Структура типа 2Мг.
2. Бесцветный или светло-розовый лепидолит из пегматита, Варутреск, Швеция (Berggrcn, 1941). Аналитик Т. Бергтрен. Структура типа 1М.
3. Круппокристаллический светло-голубой талькоподобный лепидолит, месторождение Стьюарт, Пейле, Калифорния (Stevens, 1938). Аналитик
Р. И. Стивене. Здесь присутствует лепидолит со структурой типа 2Мг и литиевый мусковит со структурой 2Mi (Heinrich et al., 1953).
4. Лепидолит из пегматита, Кимито, Финляндия (Pehraman, 1945). Аналитик Т. Берггрен. Преимущественно одноосная разновидность со структу
рой типа ЗТ, но имеется немного метасоыатически нарастающего литиевого мусковита (Ileinrich et al., 1953).
5. Лепидолит из пегматита, Минаги, префектура Окаяма, Япония (Ukal et al., 1956).
6. Крупнокристаллический розово-фиолетовый лепидолит, месторождение Химелейе, Месе-Грэнд, Калифорния (Stevens, 1938). Аналитик Р. И.
Стивене. Структура типа 1М.
7. Крупнокристаллический розово-фиолетовый лепидолит из пегматита, Варутреск, Швеция (Berggren, 1941). Аналитик Т. Берггрен. Структура
типа 2М.
а Суммарное железо приведено как FeO.
6 В том числе Ti 0,01.

108 Породообразующие минералы
шо заметен на порошковых рентгенограммах; однако этого фактически
не наблюдается.
Полиморфизм лепидолитов, видимо, связан с их химическим
составом (Levinson, 1953). Нормальные мусковиты структурной модификации
2Mt могут содержать до 3,3% Li2O, однако их скорее следует называть
литиевыми мусковитами, а не лепидолитами. Слюды с содержанием Li2O
от 3,4 до 4%, обычно образующие тонкозернистые агрегаты и обладающие
аномальными оптическими свойствами, представляют собой комбинации
нескольких полиморфных модификаций, в том числе часто и со структурной
разновидностью 2М4. При содержании Li2O от 4 до 5% лепидолиты
обычно имеют структуру типа 2М2, а при содержании Li2O более 5% они,
как правило, относятся к структурным модификациям 1М или ЗТ.
Исключения из этих соотношений состава и структур лепидолитов редки (табл. 16,
анал. 2,7).
В очень редкой слюде — тайниолито (идеальная формула K2Mg4
Li2Si8020F4) совершенно отсутствует алюминий (Miser, Stevens, 1938).
Искусственный тайниолит, кристаллизующийся при 1185°С, обладает
следующими параметрами элементарной ячейки: а 5,27, Ъ 9,13, с 10,25 А,
р 100° ± 15' (Ямзин и др., 1955). Поскольку в этой слюде октаэдриче-
ские положения полностью заняты и она имеет структуру типа 1М,
тайниолит можно рассматривать в качестве магнезиального лепидолита, хотя
этот минерал можно классифицировать и как литиевый флогопит.
Вхождение заметных количеств Fe+2 в октаэдрические положения литиевых
слюд приводит к образованию циннвальдита, который можно
рассматривать как железистый лепидолит, а также как литиевый биотит (см. стр. 111).
Оптические и физические свойства
Оптические свойства лепидолитов колеблются в широких пределах,
которые скорее определяются содержанием марганца и железа
(особенно окисного), нежели количеством присутствующего в составе слюд лития.
Верхние и нижние пределы колебаний значения оптических констант
были приведены выше, однако у большей части лепидолитов значения
констант лежат в более узких пределах:
Np
Nm
Ng
— 2V
1,529—1,537
1,552—1,565
1,555—1,568
30 — 50°
Обычно увеличение содержания железа или марганца приводит
к возрастанию показателей преломления и уменьшению значений 2V,
в связи с чем оптические константы более железистых и марганцевистых
лепидолитов по своим значениям приближаются к минимальным
величинам оптических констант мусковитов. У литиевых мусковитов
светопреломление ниже, чем у настоящих мусковитов, поэтому по оптическим
свойствам они попадают в область лепидолитов. Полиморфные
разновидности лепидолитов неразличимы по оптическим свойствам, хотя у
образцов модификации 1М установлено некоторое увеличение 2V (Hem-
rich et al., 1953). Для специфического одноосного лепидолита Хендрикс
и Джефферсон (Hendricks, Jefferson, 1939) дают Ne 1,525, No 1,558. Опти-

Лепидолит 109
ческие свойства могут колебаться в пределах одной
монокристаллической пластинки лепидолита, что связано с частым присутствием в одном
кристалле блоков разных структурных разновидностей. В связи с этим
иногда обнаруживаются и весьма неопределенные интерференционные
фигуры и часто появляются малые 2V. Разные авторы приводят различную
•ориентировку индикатрисы лепидолита, особенно угла Np : z. Видимо,
иногда за z принимается перпендикуляр к плоскости @01) и не
учитывается угол р, однако реальный угол погасания Ng : x обычно не
превышает 7°. Окрашенные разновидности умеренно плеохроичны с
наименьшей абсорбцией и более светлыми окрасками в направлении
колебаний, перпендикулярном спайности. Так же как и у розовых мусковитов,
окраска лепидолитов зависит не от содержания в них лития, а
определяется прежде всего (в отсутствие Fe+2) содержанием Мп, а затем Ре+3.
Так, по мере увеличения отношения Mn/Fe окраска лепидолитов
усиливается от бесцветной или серой через оттенки розового или лилового
цветов до фиолетового цвета. В тех случаях, когда содержание Fe
настолько велико, что оно маскирует роль Мп, лепидолиты приобретают бурую
окраску (Heinrich et al., 1953).
По морфологии кристаллов и физическим свойствам лепидолиты
•сходны с мусковитами. Лепидолиты обладают совершенной спайностью
по {001}, а иногда у них получают развитие грани {110}, в связи с чем
возникают таблитчатые псевдогексагональные кристаллы. Двойникование
осуществляется по «слюдяному закону» с плоскостью двойникового
срастания {001} и двойниковой осью [310].
Тайниолит обладает следующими оптическими константами: Np 1,552,
Nm = Ng 1,553, 2V очень мал.
Диагностические признаки
Лепидолит обычно можно отличить от мусковита по низкому
светопреломлению и цвету, а также по характерной окраске пламени трубки,
обусловленной наличием лития (см. Hosking, 1957). Однако лепидолит
очень легко спутать с розовым мусковитом, хотя первому и свойственны
более фиолетовые оттенки; в этом случае для точной диагностики
необходимо получить порошковую рентгенограмму или произвести
определение содержания ЫгО. Такие же определения необходимы для отличия
лепидолита от литиевого мусковита.
Парагенезис
Лепидолит приурочен почти исключительно к гранитным пегматитам
(табл. 16, анал. 1—7), где он ассоциирует с другими литиевыми
минералами (амблигонитом LiAl(F, OH)PO4, сподуменом, циннвальдитом),
а также турмалином, топазом, касситеритом, бериллом и кварцем. Кроме
того, он встречается в гранитах и аплитах и в высокотемпературных часто
оловоносных гидротермальных жилах. В пегматитах лепидолит
образуется преимущественно в результате метасоматического замещения биотита
или чаще мусковита. Продукты нарастания лепидолита на мусковите
обычно представляют собой агрегат волокнистого или зернистого сложе-

110 Породообразующие минералы
ния, но иногда представлены хорошо образованными кристаллами в
параллельном срастании с замещаемым минералом. Хейнрих с соавторами
(Heinrich et al., 1953) показали, что розовый мусковит — более поздний
минерал, иногда нарастающий на лепидолит.
ЛИТЕРАТУРА
A h г е n s L. II., 1956. Radioactive methods for determining geological age, Physics
and Chemistry of the Earth, 1, 44.
Berggren Т., 1941. Minerals of the Varutriisk pegmatite, XXV, Some new analyses
of lithium-bearing mica minerals, Geol. For. Forh., 68, 262.
Heinrich E. W., Levinson A. A., Lcvandowski D. W., H e-
witt C. II., 1953. Studies in the natural history of micas, University of
Michigan Engineering Research Inst. Project M. 978; final report.
H e n d r i с k s S. R., Jefferson M. E., 1939. Polymorphism of the micas, Am.
Mineral., 24, 729.
H о s k i n g K. F. G., 1957. Identification of lithium minerals, Mining Mag., 96, 271.
Levinson A. A., 1953. Studies in the mica group: relationship between
polymorphism and composition in the muscovite—lepidolite series, Am. Mineral.,
38, 88.
Miser H. D., Stevens R.E., 1938. Tacniolite from Magnet Cove, Arkansas, Am.
Mineral., 23, 104.
P e h r m a n G., 1945. Die Granitpegmatite von Kimito (S. W. — Finland) und ihre
Minerale, Acta Acad. Abo. Math, phys., 15 B), 57.
Smith J. V., Y о d e r H. S., 1956. Experimental and theoretical studies of the
mica polymorphs, Mineral. Mag., 31, 209.
Stevens R. E., 1938. New analyses of lepidolites and their interpretation, Am.
Mineral., 23, 607.
Ukai Y., Nishimura S., Hashimoto Y., 1956. Chemical studies of
lithium micas from the pegmatite of Minagi, Okayama Prefecture, Min. Journ.
(Japan), 2, 27.
Winchell A. N., 1942. Further studies of the lepidolite system, Am. Mineral.,
27, 114.
Я м з и н И. И., Тимофеева В. A., Ill а ш к и н а Т. И., Б с л о в а Е. Н.,
Г л и к и Н. В., 1955. Структура и морфологический характер фторфлого-
пита и тинолита, Зап. Всссоюзп. минер, о-ва, сер. 2, 84, 415.

Циннвальдит K2(Fe+_2t, Li2_3Al2)[Si6_7Al2_1O20]
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np
Nm
Ng
Ng—Np
—2V
Nm = !/, Ng : xO
Пл. о. о. @10)
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Двойникование
1,535—1,558
1,570—1,589
1,572—1,590
=- 0,35
0—40°
'—2°
8
,
г > v, слабая
2,90—3,02
2,5—4
По {001} совершенная
Плоскость
двойникового срастания {001},
двойниковая ось [310]
Цвет Серо-бурый, желтовато-бурый, светло-фиолетовый; в шлифах
бесцветный или светло-бурый
Плеохроизм Np < Nm < Ng
По Np — от бесцветного до желтовато-бурого
По Nm—серо-бурый
По Ng—бесцветный до серо-бурого
Элементарная а 5,27, Ь 9,09, с 10,07 А, {5 100°
ячейка* Z=l. Пространственная группа Ст. (полиморфная
модификация 1М)
Циннвальдит — одна из наиболее редких триоктаэдрических слюд.
Встречается циннвальдит преимущественно в гранитных пегматитах
и касситеритоносных жилах. К числу месторождений этого минерала
относится месторождение Циновец (Циннвальд) в Чехословакии,
получившее свое название в связи с присутствием здесь оловоносных жил
(олово — zinri). Обычно циннвальдит ассоциирует с другими литиевыми
минералами (лепидолитом, сподуменом), а часто также с топазом, клеве-
ландитом, бериллом, турмалином, монацитом и флюоритом. По своим
свойствам циннвальдит сходен с биотитом и, подобно последнему,
встречается в какой-либо из трех полиморфных разновидностей AМ, ЗТ, 2М);
чаще всего в форме 1М.
Для циннвальдита характерны различные изоморфные замещения, но
поскольку химически проанализировано очень мало образцов этого
минерала, пределы изоморфной смесимости не установлены. Так, Si может
замещаться А1 (и, возможно, Ti); при этом отношение Si : А1 обычно
превышает 6 : 2. Ti, Fe+2, Fe+3, Мпи Mg могут замещать А1 в положениях Y,
а калий может быть частично замещен натрием, барием, рубидием, строн-
* Mauguin, Graber, 1928.

Таблица 17
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЦИННВАЛЬДИТА
SiO2
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K2O
Rb2O
Cs2O
F
H2O+
н2о-
O = F
Сумма
Np
Nm
Ng
—2V
l
43,70
0,32
22,96
0,59
11,67
1,95
0,03
0,02
1,92
0,74
9,58
1,04
0,10
5,52
1,35
0,08
101,57
2,32
99,25
1,550-1,558
1,580—1,589
1,580—1,590
0-33°
2
38,83
0,12
22,27
4,40
9,07
1,66
0,38
1,14
2,62
0,48
9,53
—
—
3,82
2,93
3,74
«100,80»
1,39
99,41
—
—
3
46,74
0,00
21,78
1,19
10,22
0,37
0,00
0,00
3,72
0,54
10,37
He onp.
He onp.
7,54
0,89
He onp.
103,36
3,17
100,19
1,545
1,574
1,576
30°
4
51,88
0,21
20,65
0,79
1,99
2,01
0,00
0,00
5,26
0,51
10,55
He onp.
He onp.
7,65
1,89
He onp.
103,39
3,22
100,17
1,542
1,567
1,570
34°
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
Cs
F
(OH)
6,3891
1,631/ 8'°°
2,314-1
0,018
0,065
1,422
0,241
0,006
1,126 j
0,208
1,782
0,098
0,006^
2,544"
1,312.
5,19
j
■ 2,09
3,86
5,802 "I
2,198J 8'00
1,727 1
0,014
0,494
1,134
0,210
0,084
1,576 J
■ 5,24
0,182 ч
0,138 1
1,818 ^ 2,14
1,8051 - -
2,920
к 4,73
6,518 
1,482/ 8'00
2,099 1
0,124 |
0,192 > 5,58
0,077
_
2,086 J
0,1461
1,846 i 1,99
3,326 \
0,828/ 4'15
6 877 
1Д23/ 8'00
2,105-1
0,020
0,078
0,221
0,225
—.
2,806 .
• 5,46
0,130 1
1,784 I 1,91
3,208 \ OQ
1,672 Г4'88
1. Цинпвальдит с бронзовой окраской, ассоциирующий с топазом из пегматита, Амелия,
Виргиния (Glass, 1935). (Содержит также В, Be, Sn и Zn.)
2. Циннвальдит из пегматита, Ногитаун, департамент Эна, Гиху, Япония (Harada, 1954).
Аналитик X. Шибата.
3. Циннвальдит, Цинновец, Рудные горы (Winchell, 1942). Аналитик ф. А. Гонье. Описание
и первичный анализ приведены Кунитцом (Kunltz, 1924).
А. Серо-фиолетовый лепидолит, Уэйкфилд, Квебек (Winchell, 1942). Аналитик Ф. А. Гонье.

Цинвальдит 113
цием и в небольшом количестве кальцием. Так же как у лепидолитов,
наблюдается замещение (ОН) фтором, а в положениях Y ионов часто
значительно меньше, чем возможно теоретически F). Кроме того, на
рентгенограммах некоторых образцов присутствуют рефлексы 06/
с нечетным I; это можно рассматривать как признак некоторой диокта-
эдричности циннвальдита. Такие рефлексы должны отсутствовать в
идеальной слюдяной структуре, но довольно сильно проявляются в случае
более искаженных слоев структуры диоктаэдрических слюд (Heinrich et
al., 1953). Циннвальдиты напоминают лепидолиты своим высоким
отношением Si : Al и присутствием Li; в их состав не входит или почти не
входит магний. В циннвальдитах установлены многочисленные элементы-
примеси, к числу которых относятся В, Be, Sn, Zn, Pb, Cs и Ti (Glass,
1935), а также P, He, Mg, Mn, Ga, Ba, Sc, Tl и Y (Rankama, Sahama, 1950).
Опубликованы лишь очень немногочисленные полные анализы циннваль-
дитов; четыре из них приведены в табл. 17 (образцы даны в порядке
увеличения содержания лития). При рассмотрении этой таблицы видно,
что в пределы приведенной выше формулы, строго говоря, попадает лишь
анал. 3. Для обозначения образцов, соответствующих анал. 4, в котором
очень мало железа, и анал. 1 с низким содержанием лития, лучше
применять названия «железистый лепидолит» (анал. 4) и «литиевый
биотит» (анал. 1).
Иногда циннвальдит встречается в виде крупных хорошо
образованных псевдогексагональных кристаллов, легко расщепляющихся на тонкие
очень упругие листочки. В ряде случаев кристаллы циннвальдита
зональны с различно окрашенными зонами; описано также чередование
последовательных зон полиморфных модификаций 1М и ЗТ. В свете
рассмотренных на стр. 12 соотношений этих двух модификаций подобную
перемежаемость, возможно, следует считать не зональностью, а
проявлением двойникования.
ЛИТЕРАТУРА
Glass J.J., 1935. The pegmatite minerals from near Amelia, Virginia, Am. Mineral.,
20, 741.
H a r a d a Z., 1954. Chemical analyses of Japanese minerals (III), Journ. Fac. Sci.
Hokkaido University, Ser. IV, 8, 289.
Heinrich E. W., Levins on A. A., Levandowski D. W.,
Hewitt С. Н., 1953. Studies in the natural history of micas, University of
Michigan, Engineering Research Inst. Project M 978; final report.
К u n i t z W., 1924. Die Beziehungen zwischen der chemischen Zusammensetzung und
den physikalisch-optischen Eieenschaften innerhalb der Glimmergruppe, Neues
Jahrb. Min., Bl. Bd., 50, 365?
Mauguin Ch., Graber L., 1928. Etude des micas fluores au moyen des rayons X,
Compt. Rend. Acad. Sci. Paris, 186, 1131.
Rankama K., Sahama T. G., 1950. Geochemistry, University of Chicago Press.
Winchell A. N., 1942. Further studies of the lepidolite system, Am. Mineral.,
27, 114.

Маргарит
Ca2Al4[Si4Al4O20](OH4)
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np
Nm
Ng
Ng—Np
—2V
№п:ж 6—8°, Ng=j/
Пл. о. о. _L @10)
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Двойникование
1,630—1,638
1,642—1,648
1,644—1,650
0,012—0,014
40—67°
r<v
3—3,1
3,5 — 4,5
По {001} с
Плоскость
010
совершенная

двойникового срастания {001},
двойниковая ось [310J
Цвет Серовато-розовый, светло-желтый, светло-зеленый; в шлифах
бесцветный
Плеохроизм Очень слабый или отсутствует
Элементарная а 5,13, Ъ 8,92, с 19,50 А, р 95°
ячейка* Z = 2. Пространственная группа С2/с
Растворяется в H2SO4
В обычных слюдах межслоевой катион представлен калием, который
часто в незначительной степени замещается кальцием и в несколько
больших масштабах — натрием. В парагонте почти все положения X заняты
натрием. Реже в слюдах, как это имеет место в Маргарите и клинтоните,
главный межслоевой катион представлен кальцием, появление которого
в решетке компенсируется увеличением отношения [Al]4 : Si. Эти
минералы обладают характерным слюдяным обликом, но тверже типичных
слюд, и спайные листочки у них менее упруги, в связи с чем их часто
называют «хрупкими слюдами». Маргарит иногда встречается в
массивных зернистых агрегатах, но чаще образует пластинчатые скопления
с жемчужным блеском (свое название он получил от греческого marga-
rites, жемчужина).
Структура
Полиморфизм в слоистой структуре Маргарита детально не изучен.
Хотя для параметра с этого минерала определена величина 9,7 A IMaugu-
in, 1928; Phillips, 1931 (натровый Маргарит)], его истинная элементарная
ячейка, вероятно, относится к двуслойному типу. Двуслойная ячейка
более соответствует диоктаэдрическому характеру Маргарита и
ориентировке его оптических осей нормально @10). В тетраэдрических слоях
Маргарита [Si4Al4]4 по сравнению с тетраэдрическими слоями мусковита
[Si6Al2]4 присутствует больше атомов алюминия, в связи с чем и пара-
* См. раздел «Структура».

Маргарит
115
метры его элементарной ячейки должны быть больше. Однако фактические
параметры a vs. b у Маргарита меньше, чем у мусковита, и даже меньше,
чем у пирофиллита, в формулу которого входит [Si8]4. Подобная
аномалия лишь частично объясняется присутствием между слоями относительно
мелких ионов Са вместо ионов К; по всей вероятности, сетка (Si, А1L0ю
в структуре Маргарита значительно искажена. Аналогичное соображение
справедливо и по отношению к триоктаэдрическим хрупким слюдам —
клинтониту и ксантофиллиту.
Химизм
Известные химические анализы маргаритов свидетельствуют, что
в большинстве случаев состав этих минералов близко отвечает идеальной
формуле диоктаэдрической хрупкой слюды, в которой отношение
[Si] : [А1]4 = 4 : 4 и общее количество ионов в положениях У равно 4.
ФИГ. 23. Зависимость Np, Ng и 2V
пяти образцов Маргарита (табл. 18)
от отношения в их составе ионов
Са/(Са -f Na).
H2S"
15°
V>
Ca+Na
Ионы кальция отчасти могут замещаться барием, стронцием, калием
и т. д. и в значительно ббльших масштабах натрием. В случае замещения
Са на Na, очевидно, баланс зарядов, по крайней мере частично,
достигается замещением ионов (О)-2 ионами (ОН)- (см., например, анал. 5, табл. 18).
С другой стороны, увеличение содержания натрия может сопровождаться
увеличением содержания кремнезема; в этом случае Маргарит по составу
приближается к парагониту (анал. 6, табл. 18). Для материала анал. 7,
первоначально описанного как натровый Маргарит, или эфесит (Phillips,
1931), новые анализы дают значительно большее содержание Li2O, чем
это отмечалось первоначально. В этом образце высокое содержание натрия
сопровождается также высоким содержанием лития без избытка
кремнезема, а баланс зарядов в решетке обусловлен тем, что в положениях У
суммарное количество ионов равно 6; это свидетельствует о триоктаэдри-
ческом характере рассматриваемого минерала. Таким образом, и здесь,
8*

Таблица 18
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МАРГАРИТА
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
SrO
Na2O
K2O
Li2O
H2O+
н2о-
30,86
0,03
51,68
0,47
0,04
0,12
0,09
0,02
0,17
50,76
0,12
0,35
0,11
0,35
10,52
41,50
0,75
0,35
0,22
0,34
10,89
0,91
3,28
0,19
0,62
5,64
0,68
1,68
0,32
0,23
4,97
1,630
1,642
1,644
43° 20'
1,586
1,612
1,613
50°
Сумма
Nb
Nm
Ng
—2V
Уд. в.
1,638
1,648
1,650
47°
1,636
1,646
1,648
46° 10'
1,634
1,644
1,646
45° 50'

Количества ионов в пересчете на 24@, ОН) а
Si
А1
А1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ga
Ba
Sr
Na
К
(OH)
З'922-l 4'210j800
4,078 J8'00 3,790/ 8'°°
3,738 1 ! 3,849-1
0,293
- V 4,33
0,025
0,067
0,208 j
1,548
0,236
4,258
1,78
0,087 } 4,09
0,149 I
— J
1,501 \
0,290
0,034
4,348
1,83
4,052 
3,948]
3,916 1
0,013 I
0,039 }
0,013
0,069 |
0,122 J
1,480
0,428
0,054
4,356
8,00
4,17
1,96
4,060J 8'°°
3,888 1
0,113 I
- } 4,15
0,149 I
— J
1,447 \
0,566
0,084 J
4,212
■ 2,10
3,643-|
0,010
0,152 I
— )■ 4,02
0,002
0,214
1,119
0,794
0,030
4,976
1,94
5,184
2,816
3,571
,00
0,073 I
0,038 J- 3,86
0,177
0,459
0,009
0,047
1,428
0,112
4,878
2,06
3,995
3,9141
0,003
0,045 |
0,004 )
0,013
0,017 I
1,984J
0,003
0,009
1,998
0,028 j
4,000
5,98
2,04
(Koch, 1935)
Маргарит, Честер, Массачусетс
Маргарит, Юнионвилл, Пенсильвания
Маргарит, Пенсильвания
Маргарит, Циллерталь )
Серовато-белый Маргарит из включений в тонкозернистом агрегате корунда, Гибралтар, Западная Австралия (Simpson, 1932).
Натровый Маргарит, гора Ятыргварта, Северный Кавказ; образовался при внедрении пегматита в амфиболит (Афанасьев, Айдинян, 1952).
Кристаллы розового натрового Маргарита (эфесита), район ПостмасОург, Южная Африка (Phillips, 1931; см. также Nel, 1929). Приведенный
выше новый анализ образца, выполненный М. К. Кэрроном и У. У. Брэниоком, любезно предоставлен М. Флейшером из Геологической
службы США.
Анализ 7 пересчитан на основе 22 атомов кислорода

118 Породообразующие минералы
как у литиевых мусковитов и лепидолитов, триоктаэдрический характер
слюд связан с присутствием лития. Положения Y заняты в Маргарите
почти исключительно атомами алюминия, которые, однако, в небольших
количествах замещаются Fe+3, Fe+2, Mn и Mg. Наличие более четырех
ионов (ОН)- может рассматриваться как указание на замещение части
ионов О ионами (ОН)-, однако возможно, что часть воды,
присутствующей в форме Н2О+, представляет собой адсорбированную, а не
«структурную» воду.
Оптические и физические свойства
В связи с тем что составы больтпинства образцов Маргарита из табл. 18
очень близки, а изоморфные замещения ограничиваются замещением
Na — Са, зависимость Np, Ng и 2V от Са/(Са + Na) графически носит
почти прямолинейный характер (фиг. 23). При построении графика фиг. 23
не учитывался анализ образца 6, так как у него отношение Si : [А1]4
равно приблизительно 5 : 3, а не 4 : 4. В образце 7 присутствует большее
количество атомов в положениях Y, однако его оптические свойства
близки к свойствам других образцов, что объясняется малым влиянием
высокого содержания лития на светопреломление. Отношения,
показанные на фиг. 23, конечно, лишь приблизительны, так как для определения
каждой линии в этом случае было использовано только пять точек, из
которых изображенной зависимости отвечают четыре.
Для Маргарита в большинстве учебников приводятся значения
твердости от 3,5 до 4,5, чем этот минерал отличается от обычных слюд,
имеющих твердость 2—3. Эти величины характеризуют лишь твердость на
базальной плоскости, тогда как в направлении, перпендикулярном @01),
твердость хрупких слюд близка к С, а у обычных слюд равна 4 (Swit-
zer, 1941).
Диагностические признаки
Маргарит отличается от мусковита и талька более высоким
светопреломлением и меньшим двупреломлением. От хлоритов и хлоритоида он
отличается отсутствием зеленой окраски, свойственной последним.
Парагенезис
Наиболее часто Маргарит встречается в метаморфических
месторождениях наждака, ассоциируя с диаспором и корундом, за счет которых он,
вероятно, и образуется. Кроме того, Маргарит ассоциирует с турмалином
и ставролитом в хлоритовых и слюдяных кристаллических сланцах.

М аргарит 1 19
ЛИТЕРАТУРА
Афанасьев Г. Д., А й д и н я п Н. X., 1952. Натровый Маргарит с Северного
Кавказа, Изв. АН СССР, сер. геол., .К» 2, 138.
Koch G., 1935. Chemische und physikalisch-optische Zusammenhange innerhalb der
Sprodglimmergruppe, Chemie der Erde, 9, 453 (M. A. 6—238).
Mauguin Ch., 1928. Etude des micas (non fluores) au moyen der rayons X, Comp-
tes Rend. Acad. Sci. Paris, 186, 879.
N e 1 L. Т., 1929. The geology of the Postmasburg manganese deposits and the
surrounding country, Geol. Surv. South Africa, 81 (M. A. 4—148).
Phillips F. C, 1931. Ephesite (soda-margarite) from the Postmasburg district
South Africa, Mineral. Mag., 22, 482.
Simpson E. S., 1932. Contributions to the mineralogy of Western Australia, Scries
VII, Journ. Roy. Soc. W. Australia, 18, 61 (M. A. 5—147).
Switzer G., 1941. Hardness of micaceous minerals, Am. Journ. Sci., 239, 316.

Клинтонит
и ксантофиллит
Np
Ca,(Mg и т. д. ,..А1ы)х
х[8!а5А1!лО,„](ОНL
Np
Клинтонит
Np
Nm
Ng
Ng — Np <
—2V = 32°
Nm = x, Щ=у, Np : z = 5°;
пл. о. о. 1 @10)
r <v, слабая
3 — 3,1
3,5 па @01)
Ксантофиллит
1,643—1,648
1,655—1,662
1,655—1,663
- 0,012
— 2V 0 — 23°
Ng = х, Nm = i/,
пл. о. о. @10)
Дисперсия
УД. в.
Тв.
Спайность
Двойникоиание
Цвет
Плеохроизм
Элементарная ячейка
Клинтонит
Ксантофиллит
6 1 @01)
По {001} совершенная
Плоскость двойникового срастания {001}, двойниковая
ось [310]
Бесцветные, желтые, оранжевые или красновато-бурые;
в шлифах бесцветные
По Np — бесцветный, желтый, оранжевый или
красновато-бурый, по Nm = Np — зеленый или бурый
а 5,21, 6 9,02, csinpi9,24A*, P =- 95°
Z = 2. Пространственная группа С2/с
я 5,21 —5,25, 6 9,00—9,04, с 9,81—9,97А, р 100°05'
Z = l. Пространственная группа Cm или С2/т
Нерастворимы в кислотах
Подобно тому как Маргарит связан с мусковитом посредством замены
К на Са, так и другие хрупкие слюды — клинтонит и ксантофиллит —
можно рассматривать в качестве кальциевых аналогов флогопита. Табл. 19
показывает, что проанализированные образцы по составу очень близки
к идеальной формуле триоктаэдрической слюды. Для обозначения
минералов этой группы использовались многие другие названия, например
* Machatschki, Mussgnug, 1942.

Клинтонит и кеантофиллит 121
зейбертит, брандизит и валуевит. По химическому составу эти минералы
не различаются сколько-нибудь заметно, но оптические исследования
показывают, что они, по существу, подразделяются на две подгруппы —
подгруппу клинтонита и подгруппу ксантофиллита, с плоскостью
оптических осей, соответственно перпендикулярной и параллельной @10).
В большинстве случаев, очевидно, образцы, описанные как валуевит,
представляли собой ксантофиллиты (Forman, 1951), а под названиями
«брандизит» или «зейбертит» описывались клинтониты. В настоящей книге
именно этим наиболее часто используемым названиям и отдано
предпочтение. Клинтонит был назван в честь Де Уитт Клинтона, а термин
«кеантофиллит» ведет свое начало от греческого xanthos, желтый, и phullon,
лист, чем подчеркивается его листоватое строение.
Структура
Рентгеноструктурные исследования хрупких слюд этой группы
свидетельствуют, что в одних случаях они обладают двуслойной, а в
других — однослойной структурой. Полиморфизм рассматриваемой группы
минералов изучен недостаточно детально, однако представляется наиболее
вероятным, что клинтонит обладает структурой типа 2Md и плоскость
оптических осей у него перпендикулярна @10), тогда как структура
ксантофиллита относится к типу 1М, а плоскость оптических осей
параллельна @10). Таким образом, здесь наблюдается параллелизм с биотитами,
у которых существуют такие же различия между аномитом BМ4) и меро-
ксеном AМ). Параметры элементарной ячейки ксантофиллита приведены
по данным Формена (Forman, 1951) и Санеро (Sanero, 1940). Более высокое
по сравнению с маргаритом содержание [А1]4 и [Mgj6, как и следовало
ожидать, обусловливает большие значения параметров элементарной
ячейки. Однако несмотря на очень большое количество А1 в тетраэдрических
положениях параметры anbклинтонита неожиданно значительно меньше,
чем у флогопита и талька. Аналогичная особенность хрупких слюд уже
была отмечена при сопоставлении Маргарита с мусковитом и
пирофиллитом. Видимо, для обеих хрупких слюд характерно значительное
искажение сетки (Si, AlLO10.
Химизм
В табл. 19 анализами 1—3 охарактеризованы клинтониты, а
анализами 4—7 — ксантофиллиты. Все анализы показывают очень невысокое
содержание кремнезема, в связи с чем отношение [А1]4 : Si устойчиво
и близко к 2 : 1. При сопоставлении формул хрупких слюд этой группы
и флогопита можно видеть взаимно компенсирующую замену К на Са
и Mg на А1. Магний и октаэдрический алюминий очень устойчиво
присутствуют соответственно в количествах 4,3 и 1,3 атома на формульную
единицу, причем остальная часть в этих 6 структурных позициях занята
железом и другими элементами в очень небольших или совершенно
ничтожных количествах. Может проявляться небольшое замещение кальция
натрием и калием, но суммы содержаний атомов как в положениях X,
так и в положениях У очень мало отклоняются от идеальных величин 2 и 6.

Таблица 19
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ КЛИНТОНИТА И КСАНТОФИЛЛИТА
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
H2O+
ii2o-
C у м м а
Np
Nm
Ng
—2V
Уд. в.
l
17,02
—
43,02
1,07
0,60
—
20,64
13,12
—
—
—
4,81
—
100,28
1,648
1,659
1,660
32° 52'
3,071
18,34
—
40,69
2,04
1,12
—
20,53
13,04
—
—
—
4,71
—
100,47
1,648
1,659
1,660
32° 49'
3,084
3
18,29
—
40,42
0,34
2,56
—
20,81
10,96
—
1,78
0,36
4,62
—
100,14
1,582
1,608
1,610
31° 20'
3,015
4
17,6
—
39,6
Сл.
—
—
21,6
13,0
—
—
—
1 81
J 8>1
99,9
—
—
1,638
2—6°
—
5
16,74
—
42,70
2,85
0,41
—
20,03
13,09
—
—
—
4,49
100,31
—
1,660
1,660
12—18°
3,076
6
17,11
Сл.
41,71
0,80
0,94
0,03
21,03
13,17
Сл.
0,89
0,12
4,03
99,83
1,646
1,657
1,658
7—22°
3,075
7
16,28
0,23
40,95
2,07
0,72
0,02
20,44
13,19
Сл.
0,56
0,32
4,74
0,22
99,74
1,647
1,659
1,660
12-23°
3,08

Количества ионов а
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mg
Ca
Na
К
(OH)-
0-2
2,635 1
5,635 1 8'U0
1,414 \
—
0,112
0,070
4,275
5,87
1,953
—
—
1,95
4,460
19,540
2,556 \
_ _ _
5,444/ 8'00
1,225
0,215
0,131
4,265 .
5,84
1,948
—
—
1,95
4,380
19,620
2,571"
5,429 ) 8'°°
1,271
0,035
0,301
4,360
5,97
1,651 ^
0,486 2,20
0,064 J
4,332
19,668
2,558^
5,442/ b'°°
1,345
—
—
—
4,679
6,02
2,025
—
—
2,02
4,000
20,000
2,34"
5,66J 8'00
1,40
—
0,30
0,04
4,18.
5,92
1,96
—
— .
1,96
4,20
19,84
2 44 i
sisei8-00
1,44
—
0,08
0,12
4,46 .
6,10
2,00 л
0,24 2,26
0,02 J
3,84
20,32
2,3111
5,689/ 8'00
1,164
0,024
0,220
0,085
4,324.
5,82
2,006 л
0,154 2,22
0,058 J
4,488
19,512
1. Клинтонит, Урал \
2. Зеленый клинтонит, Монцони t (Koch, 1935). Материал высушен при 110° С.
3. Красный клинтонит, Монцони '
4. Светло-зеленый «клинтонит» из известняка, округ Параинен (Паргас), Финляндия (Laitakari, 1921). Аналитик А. Лейтакари.
5. Зеленый ксантофиллит, ассоциирующий с голубым кальцитом и монтичеллитом, Крестмор, Калифорния (Eakle, 1916; Forman, 1951). Аналитик
А. Дж. Икл.
6. Зеленый ксантофиллит из контакта доломитистого известняка с тоналитовым диоритом, оз. Вакка, Адамелло, Италия (Sanero, 1940)
7. Ксантофиллит, ассоциирующий с пироксеном, гранатом и т. д., из контакта диорита и доломитистого известняка, Монте-Кастоде, Адамелло,
Италия (Bianchi, Шеке, 1946).
а В анал. 1, 2, 3 и 7 переспет на количества ионов производился на основе 24 (О + ОН), в анал. 4 — на основе 20 (О) и 4 (ОН); формулы анал.
5 и 6 выведены Форменом (Forman, 1951) на основании химизма, объема элементарной ячейки и удельного веса.

124 Породообразующие минералы
Оптические и физические свойства
Показатели преломления у большей части образцов клинтонита
и ксантофиллита близки и колеблются в довольно узких пределах, а угол
2V у обоих минералов невелик, причем меньше у ксантофиллита.
Небольшие колебания химического состава этих минералов не позволяют
наметить какую-либо связь между химизмом и оптическими свойствами; может
быть сделан лишь общий вывод, что увеличение содержания железа
и уменьшение замещения кальция натрием сопровождаются возрастанием
светопреломления.
Диагностические признаки
Клинтонит и ксантофиллит легко отличить от других слюд сходной
окраски, так как последние характеризуются более высоким двупреломле-
нием, меньшей твердостью и отсутствием хрупкости. Точно так же
хлориты обладают меньшей твердостью и меньшей хрупкостью, но в то же
время в большинстве случаев имеют меньшее двупреломление по
сравнению с хрупкими слюдами. Хлоритоид отличается от хрупких слюд
положительным знаком и большой величиной 2V.
Парагенезис
Наиболее часто клинтониты и ксантофиллиты встречаются совместно
с тальком в хлоритовых кристаллических сланцах и в метасоматически
измененных известняках, где они ассоциируют с шпинелью, гроссуляром,
кальцитом, везувианом, моноклинным пироксеном (фассаитом) и
флогопитом (Knopf, 1953; Knopf, Lee, 1957). Струве (Struwe, 1958) описал
ассоциацию ксантофиллита со шпинелью в силикатных скарных на
контакте между гранитом и доломитовыми мраморами близ гранитного
массива Керигу, Французские Пиренеи, и отметил, что клинтонит часто
сопровождается минералами группы гумита.
ЛИТЕРАТУРА
В i a n с h i A., H i e k e О., 1946. La xantofillite dell'Adamello meridionale, Pario-
dico Min. Roma, 15, 87 (M. A. 10—301).
E а к 1 e A. S., 1916. Xanthophyllite in crystalline limestone, Journ. Wash. Acad. Sci ,
6, 332.
F о г m a n S. A., 1951. Xanthophyllite, Am. Mineral., 36, 450.
Knopf A., 1953. Clintonite as a contact-mctasomatic product of the Boulder bathylith,
Montana, Am. Mineral., 38, 1113.
Knopf A., L e e D. E., 1957. Fassaite from near Helena, Montana, Am. Mineral.,
42, 73.
Koch G., 1935. Chemische und physikalisch-optische Zusammenhimge innerhalb der
Sprodglimmergruppe, Chemie der Erde, 9, 453 (M. A. 6—238).

Нлинтопит и ксантофиллит 125
Liatakari A., 1921. Ober die Petrographie und Mineralogie der Kalksteinlager-
stiitten von Parainen (Pargas), Bull. Comm. geol. Finlande, No. 54, 87.
M а с h a t s с li к i F., Mussgnug F., 1942. Uber die Kristall-struktur des Chlo-
ritoids, Naturwiss., 106.
San его E., 1940. La struttura dclla xantofillite, Periodico Min. Roma, 11, 53
(M. A. 8—15).
Strnwe П., 1958. Data on the mineralogy and petrology of the dolomite-bearing
northern contact zone of the Querigut granite, French Pyrenees, Leidse Geol.
Medcdcl., 22, 237.

Стильпномелан
(К, Na, Ca)e_M(Fe+\ Fe+2, Mg, Al, Mn),,.
xSi8O20(OHL(O,OH,H2OK6_8,5
B-8,2 '
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np
Nm = Ng
Ng —Np
Nm = j; пл. o.
1,543 — 1,634
1,576 — 1,745
0,030 — 0,110
о. @10)
Np приблизительно _L @01)
Уд. n.
Tb.
Спайность
Цвет
2,59-2,96
3-4
По {001} совершенная,
по {010} несовершеп-
ная
Стильпномелан —
золотисто-бурый, темный
красновато-бурый или черный; ферростильпномелан — темно-
зеленый; в шлифах темно-бурый или зеленый
Плеохроизм
Элементарная
ячейка
Стильпномелан
По Np — яркий золотисто-желтый
По Nm = Ng—темный красновато-
бурый до почти черного
а 5,40, Ь 9,42, dO0l 12Д4А, р = 93°
Z = l. Пространственная группа —
Растворяется в теплой 1 : 1 II2SO4 и IIF
Ферростильпномелан
светло-желтый
темно-зеленый
Раньше считалось, что стильпномелановые минералы встречаются
только в богатых железом и марганцем регионально метаморфизованных
осадочных породах низкой ступени метаморфизма и в ассоциирующих
с ними жильных породах. Однако в настоящее время стильпномелан
описан в качестве широко распространенной и часто обычной составной
части пород зоны хлоритовых сланцев в Новой Зеландии, а также пород
фации глаукофановых сланцев в Японии. Стильпномелан, особенно в виде
небольших чешуек, может быть спутан с биотитом. Поэтому не исключена
возможность, что стильпномелановые минералы встречаются гораздо
чаще, чем это отмечено в литературе. Цвет стильпномелановых минералов
колеблется от темно-зеленого до красновато-бурого и черного; их
твердость сравнима с твердостью биотита и хлорита; однако пластинки стиль-
пномелана никогда не бывают так эластичны, как пластинки биотита,
и так гибки, как пластинки хлорита. Основное отличие химического
состава стильпномелановых минералов (за исключением богатой марганцем
разности — парсеттенсита) — значительные колебания в содержании
закисного и окисного железа. Номенклатура стильпномелановых минера-

Стильпномелан 127
лов рассмотрена Хаттоном (Hutton, 1938), который предложил ограничить
понятие «стильпномелан» красновато-бурыми до черных богатыми окисью
железа разностями, а для обозначения темно-зеленых минералов, богатых
закисью железа, ртспользовать термин «ферростильпномелан». Парсеттен-
сит первоначально был описан как отдельный минеральный вид (Jacob,
1923), однако Фанкухен (см. Hutton, 1938) показал, что он представляет
собой марганцевый стильпномелан, и предложил использовать это
название для обозначения разностей, богатых марганцем. Название
«стильпномелан» происходит от греческих слов slilpnos, блестящий, и melan,
черный.
Структура
Структура стильпномелана изучена недостаточно, однако его
физические свойства и химические особенности, а также параметры
элементарной ячейки говорят о слоистой структуре, сходной со структурой талька.
Его талькоподобные слои характеризуются ортогональной
(псевдогексагональной) ячейкой са~ 5,4, b ~ 9,4 А, которая имеет большие
размеры вследствие значительного содержания Fe+2 и Fe+3 в центральном
(Fe,Mg)
Тальковая
единица
ФИГ. 24. Последовательные
плоскости расположения
атомов в структуре стилышоме-
лана, предложенной Грюнером
(Gruner, 1944).
5-G[Mg,Fe)
4@),
6@)
(Fe,Mg)
(Fe,Mg)
6@)
4 (Si)
октаэдрическом слое. Расстояние dOOi A2,1 А) указывает, что «тальковые»
единицы^ разделены слоями ионов, отличающимися от слоев в слюдах
(dmi 10 А), хлоритах и смектитах (dOOi 14—15 А) и, по-видимому, наиболее
сходными со слоями частично обезвоженного вермикулита A1,6 А). Грю-
нор (Gruner, 1937), основываясь на рентгеноструктурных и других
данных, исключил возможность существования смешаннослойных структур
типа слюда — хлорит или слюда — каолинит (Holzner, 1936). В
результате более детальных исследований Грюнер (Gruner, 1944) установил
последовательность слоев, изображенную на фиг. 24. Посредине
промежутков между «тальковыми»слоями лежат слои ионов (ОН)-, ионов (О)
и молекулы воды, проложенные между слоями, содержащими ионы железа
и магния (и, возможно, алюминия). Как распределяются эти ионы в
положениях между слоями и внутри слоев, не известно, однако, по-видимому,
распределение их носит беспорядочный характер. Ни одна из трех
плоскостей расположения атомов между тальковыми слоями не занята
полностью, и, вероятно, ионы калия, который легко замещает таллий (Holzner,
1933), занимают особые положения в центральной плоскости, вдоль кото-

128 Породообразующие минералы
рой, можно считать, проходят «цеолитовые» каналы. Количества и
относительные пропорции ионов (ОН)-, (О)-2 и молекул воды,
располагающихся между слоями, по-видимому, несколько колеблются, и существует
только слабое замещение Si на Al (Hutton, 1956).
Фанкухен (см. Hutton, 1938) при рентгеноструктурном изучении
монокристаллов стильпномелана обнаружил присутствие сверхрешетки
с четырехкратными параметрами а ж b n трехкратным параметром с.
Сверхретпетка, которая наблюдалась также у ферростильпномелана,
вероятно, имеет ромбоэдрическую симметрию.
Химизм
Детально структура стильпномелана пока не изучена и точная
формула его до сих пор не известна. На основании рентгеноструктурных
исследований и 8 анализов стильпномелана Грюнер (Gruner, 1937) вывел
следующую общую формулу:
(ОНI6(К, Са, NaJ(Fe, Mg, AlJ9Si32O92-13H2O.
На основании более точных определений размеров элементарной
ячейки Грюнер (Gruner, 1944) в дальнейшем видоизменил
первоначальную формулу на следующую:
(ОНL(К, Са, NaH_1(Fe, Mg, AlO_8Si8O23_24-2-4H2O.
Предложения других исследователей, касающиеся формулы
стильпномелана, обсуждались Хаттоном (Hutton, 1938), который пришел
к выводу, что состав стильпномелана может быть выражен формулой
@НI2К(А1, Ге, Mg, MnI0SiJO30.
Пересчет нескольких анализов на основании 42 (О, ОН),
предпринятый Хаттоном (Hutton, 1938), показал, что у большинства стильпномела-
нов в тетраэдрических положениях должно присутствовать только очень
немного А1, чтобы дать идеальные 12 атомов кремния на формульную
единицу. Колебания в содержании А1 и Mg невелики по сравнению с
колебаниями содержаний Fe+2 и Fe+3, и Хаттон (Hutton, 1938) предположил,
что в разновидностях, в которых Fe+3 замещается Fe+2, гидроксил, по-
видимому, замещает кислород, как в богатых окисью железа амфиболах.
В табл. 20 приведены 13 анализов стильпномелановых минералов,
а также количества ионов из расчета 8 (Si) на формульную единицу. При
вычислении количеств ионов кислорода и водорода Н2О~ не
учитывалась, так как невозможно отличить адсорбционную воду от воды,
присутствующей в виде межслоевых гидроксилов или в виде молекул Н2О.
Предполагается, что в талькоподобных слоях присутствуют 20 ионов
кислорода и 4 гидроксилиона; баланс ионов кислорода и водорода под-
считывался отдельно, поскольку их нельзя уверенно подсчитать как
ионы кислорода и гидроксила или как молекулы воды в межслоевых
положениях. Формула, приведенная в начале настоящего раздела, дана
с учетом тех различий в содержании отдельных ионов, которые имеют
место в анализах табл. 20; так как колебания в цифрах отобранных
анализов довольно велики, то можно думать, что это будут пределы составов
группы.

Таблица 20
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ СТИЛЬПНОМЕЛАНА
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Ng
-2V
Уд. в.
1
48,03
0,23
6,48
4,12
22,88
2,67
4,94
0,83
0,00
0,83
6,90
2,64
100,55
1,551
1,594
0°
2,62
2
46,00
Сл.
7,34
3,00
20,64
Сл.
7,79
2,88
1,58
1,54
6,83
2,58
100,18
1,543—1,553
1,576-1,586
—
2,752
3
44,45
0,00
7,26
20,82
14,04
0,05
2,77
0,53
0,03
2,06
6,41
1,35
99,77
1,595
1,690
0°
2,84
4
44,67
Сл.
6,83
22,04
13,73
0,06
2,33
0,83
0,00
1,36
6,74
1,57
100,16
1,595
1,685
0°
2,84
Количества ионов в пересчете на 8 (Si)
Si
Al
Ti
Fe+з
Mg
Fe+2
Mn
Na
Ca
К
(OH)
@, OH, H2O)
8,00
1,272
0,029
0,516
1,226
3,188
0,376
—
0,148
0,176
4,00
23,67
6,93
8,00
1,505
0,392
2'°19 I 8 33
3,002 I a'M
0,532
0,536
0,340
4,00
23,92
8,00
1,540
2,818
0,743
2,113
0,007
0,010
0,101
0,472
4,00
23,70
7,80
8,00
1,442
2,970
0,622
2,086
0,008
0,159
0,308 J
4,00
24,04
7,60
1. Ферростильпномелая из гранат-кальцит-хлорит-слилыгаомеланового сланца, Отаго, Новая
Зеландия (Ilutton, 1938). Аналитик К. О. Хаттон.
2. Стилыгаомелан, рудник «Им. III Интернационала», Урал (Лазаренко, 1954).
3. Стилышомелан из жилы, Зукмантель (Hutton, 1938). Аналитик К. О. Хаттон.
4. Стильпномелан из жилы, Зукмантель (Hutton, 1938). Аналитик К. О. Хаттон.
9 W. 1263

SiO2
ТЮ2
Л12О3
Fo2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Ng
-2V
Уд. в.
5
42,94
Сл.
7,59
21,64
13,23
0,11
2,80
0,91
0,10
1,91
6,95
1,94
100,12
1,597
1,692
0°
2,85
6
45,29
• 0,02
5,57
23,95
8,99
1,14
3,30
4,28
—
—
6,12
1,79
100,45
1,626
1,715
—
—
T
г б лиц а 20
7
44,51
0,19
7,20
19,42
8,94
2,93
6,24
0,47
0,37
0,86
6,92
2,28
100,33
1,584
1,661
—.
2,80
(продолжение)
8
35,64
Сл.
6,39
27,80
5,32
3,08
2,12
3,11
0,11
0,09
7,85
7,31
99,82
1,643
1,685
—
2,89
Количества ионов в пересчете на 8 (Si)
bi
Al
Ti
Fe+3
Mg
Fe+«
Mn
Na
Ca
К
(OH)
@, OH, H20)
8,00
1,664
—
3,030
0,777
2,062
0,017
0,034
0,181
0,454
4,00
24,64
V8.22
8,00
1,158
0,002
3,182
0,868
1,327
0,170
0,809
4,00
23,21
7,52
8,00
1,524
0,026
2,626
1,671
1,343
0,446
0,128
0,090
0,196
4,00
24,30
5-8,05
,00 -,
,424
,952
,596
,840
,493
,041
,629
,023 J
,00
,75
5. Стильпномелан, рудник «Анна», Моравия (Hutton, 1938). Аналитик К. О. Хаттон.
6. Стильпномелан из сферических полостей в гранофировом включении в оливиновом габбро,
Кангердлугссуак, восточная Гренландия (Wager, Deer, 1939). Аналитик У. А. Дир.
7. Стильпномелан из кварцевого и альбит-глаукофапового сланца, округ Санта-Клара,
Калифорния (Hutton, 1956). Аналитик К. О. Хаттон (фракция с удельным весом 2,80; ср.
санал. 11).
8. Стильпномелан из скарповых полиметаллических месторождений, Тетюхе, Приморье, СССР
(Мозгова, 1957).

SiO2
TiOj,
A12O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
C у м м а
Np
Ng
-2V
Уд. в.
9
44,52
0,10
7,19
27,32
3,31
0,42
5,63
0,23
0,32
1,77
6,70
2,70
100,21
1,612
1,700
0°
2,82
10
45,24
0,15
5,27
26,87
2,96
2,74
5,97
0,85
0,75
0,57
7,11
1,92
100,40
1,605
1,691—1,696
—
2,78
T абли
11
44,89
0,15
6,98
28,80
1,02
2,74
5,23
0,65
0,42
1,30
6,59
1,58
100,35
1,620
1,718
—.
2,85
ц а 20 (продолжение)
12
42,42
—
6,71
33,24
0,85
2,27
5,20
—
—
—
8,33
1,45
100,47
1,634
1,730
—
—
13
42,90
—
4,35
0,35
—
34,43
2,70
Сл.
0,20
0,94
9,66
3,15
99,27
1,546
1,576
0°
2,590
Количества ионов в пересчете на 8 (Si)
Si
Al
Ti
Fe+з
Mg
Fo-t2
Mn
Na
Ca
К
(OH)
@, OH, H2O)
8,00
1,522
0,012
3,692
1,507
0,497
0,063
0,112
0,044
0,406
4,00
24,03
■7,86
i-7,49
10.
11.
12.
13.
8,00
1,098
0,020
3,574
1,573
0,437
0,410
0,256
0,160
0,126
4,00
24,39
Стильпномелан из альбит-эпидот-i
Отаго, Новая Зеландия (Hutton, 1945). Аналитик Ф. Г. Сили.
Стильпномелан из кварцевой породы, ассоциирующей с альбит-эпидот-хлоритовым
сланцем, Квинстаун, Отаго, Новая Зеландия (Hutton, 1956). Аналитик Р. Клеменс.
Стильпномелан из кварцевого и альОит-глаукофанового сланца, округ Сапта-Клара,
Калифорния (Hutton, 1956). Аналитик К. О. Хаттон (фракция с удельным весом 2,85; ср.
с анал. 7).
Стильпномелап из железистого сланца, Кристал-Фолс, Мичиган (Ayres, 1940). Аналитики
В. Л. Айрес и Б. Парк (Na, Li, Co, N1, Ва, V и Zn встречаются в следах).
Парсеттенсит, Альп-Парсеттенс, Валь д'Эр Граубюнден (Jacob, 1923). Аналитик Дж.
Джекоб. (Кроме того, в анализе НС1 0,02, СОг 0,25, V2O5 0,32.)
9*
■7,65
1
ьпномел
8,00 ^
1,467
0,020
3,860
1,388
0,152 ^7'86
0,413
0,144
0,124
0,294 )
4,00
23,83
8,00 -,
1,490
—
4,716
1,461
0,133 <*8'16
0,362
—
—.
— J
4,00
26,48
ан-хлоритового сланце
8,00 -,
0,956
—
0,048
0,750
5,440
0,070
—
0,224 J
4,00
28,02
i, Коуклифф-J

132
Породообразующие минералы
Данные обезвоживания получены для трех стильпномеланов; две
кривые (фиг. 25), определенные в вакууме при помощи эвдиометра
растяжения Армстронга (см. Gruner, 1937), показывают, что количество Н2О,
теряемое при нагревании выше 500° С, меньше для разности, богатой
окисью железа (кривая С), чем для минерала, богатого закисью железа
(кривая В).
В С
Ге2О3
FeO
Н2О>500°
С
11
20
,60%
,00
=-3
20,79%
12,83
^2
Кривая обезвоживания (фиг. 25, кривая А) для минерала из
Зукмантеля (табл. 20, анал. 4) сходна с кривой, полученной Армстронгом, хотя
ФИГ. 25. Кривые обезвоживания
стильпномеланов (Hutton, 1938).
200 400 600 800
Температура, "С
1000
опыт производился на воздухе в электрической печи (Hutton, 1938).
Минерал из Зукмантеля потерял 2% воды между 350 и 425° С; полное
окисление произошло при более низкой температуре. Хаттон также
сообщил, что потеря в весе у стильпномелана, который выдерживался в
течение 4 месяцев в эксикаторе над концентрированной H2SO4, составила 3,04%.
Эту же воду минерал впитал обратно из атмосферы в течение 8 час.
Оптические и физические свойства
Большие колебания в содержании окисного и закисного железа
в стильпномелановых минералах вызывают такие же различия в их
оптических и физических свойствах (фиг. 26). Минералы с высоким
содержанием Fe+3 имеют более высокие светопреломление, двупреломление и
удельный вес, чем минералы, богатые закисным железом. Хаттон (Hutton,
1938, 1945, 1956) показал, что имеет место относительно хорошее
соответствие между светопреломлением и двупреломлением и молекулярными
количествами (Ге, Mg, Mn)O и (Al, FeJO3. Показатели преломления
искусственно окисленных стильпномеланов также выше, чем у природных
ферростильпномеланов до окисления (см. табл. 21, в которой приведены
данные для минерала из Зукмантеля до окисления и после полного
окисления при нагревании до 350° С в течение 24 час). Базальные пластинки

Стилъпномелан
133
стильпномелана, толщина которых превышает 0,05 мм, непрозрачны,
однако показатель преломления Ng можно получить, если определять его
на очень тонких пластинках.
Ыд-Np
0,120
0,100
0,080 -
0,060
0,040
■
-
у
-<13"
°У
13
/'}
Ng-Np
у/
3
э
5
оъ,
е
г""
'* •
•э п
ов
8
л
11*$.
-
-
-
-
-
-
о
10
го
30
Fe+Z+Mn + Mo
АО 50
Fe+S+Al
во
атомн. %
80
176
1,12
11,70
1,68
1,66
- 1,82
i,eo
- 1,5В
1,56
30 100
Fe+3+Al
Спильпиомелан
ФИГ. 26. Оптические свойства минералов стильпномелановой серии.
Цифры относятся к анализам табл. 20.
Благодаря слюдистому облику минерала трудно получить
минимальное значение для Np. Большинство стильпномеланов дает отрицательную
одноосную фигуру, однако известны минералы, имеющие небольшой
Таблица 21
ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА СТИЛЬПНОМЕЛАНА А ДО И ПОСЛЕ ОКИСЛЕНИЯ
(HUTTON, 1938)
Стильпномелан
(табл. 20, анал. 4)
До нагревания
После нагревания
Вес
FeO
13,73
0,00
• %
Fe
22
37
2O3
04
29
1
1
Показатели
преломления
Np
,595
,606
Ng
1,685
1,803
Np
Желтый
Золотисто-
желтый
Плеохроизм
Ng

Зеленовато-бурый

Красновато-бурый
угол оптических осей. Максимальное значение 2V, наблюдавшееся
Тернером и Хаттоном (Turner, Hutton, 1935), равно примерно 40°.
Стильпномелан обычно встречается в виде тонких слюдоподобных
пластинок, часто в радиально-лучистых и сноповидных агрегатах; базаль-
ные разрезы всегда имеют неправильные очертания. Совершенная базаль-
ная спайность менее правильна и непрерывна, чем в слюде, и стильпноме-

134 Породообразующие минералы
лан, кроме того, обнаруживает несовершенную спайность,
перпендикулярную {001}. Цвет стилыгаомелановых минералов зависит от состава.
Разности, богатые трехвалентным железом, имеют темный красновато-
бурый до черного цвет, а ферростильпномелан — темно-зеленый цвет.
Стильпномелан нередко зонален; ядро, состоящее из ферростилышомела-
на, окружено периферической зоной, обогащенной трехвалентным железом.
Диагностические признаки
Стильпномелан можно спутать с биотитом. Оба минерала имеют
зеленые и бурые плеохроичные разности; у них небольшой угол оптических
осей (большинство стильпномеланов внешне одноосно) и близкий по
характеру плеохроизм. Однако базальная спайность у стильпномелана
менее совершенна, чем у биотита; кроме того, стильпномелан имеет
вторую спайность, перпендикулярную {001}. В положении погасания
стильпномелан не обнаруживает пятнистости, характерной для биотита.
Ферростильпномелан отличается от хлорита, хлоритоида и клинтонита
большим двупреломлением. В образце стильппомелан можно отличить от
биотита и хлорита по его хрупкости.
Парагенезис
Стильпномелан — широко распространенная и часто важная
составная часть слабо метаморфизованных сланцев и кристаллических сланцев
западного Отаго, Новая Зеландия (Hutton, Turner, 1936; Hutton, 1940).
В пределах этой площади Хаттон и Тернер на основании степени
изменения пород грауваккового состава выделили четыре структурно различные
хлоритовые подзоны (степень изменения пород возрастает от подзоны 1
к подзоне 4). В тонкозернистых граувакках первой подзоны
стильпномелан кристаллизуется в виде небольших участков и радиально-лучистых
пучков и часто ассоциирует с реликтами роговой обманки. Во второй
подзоне зерна стильпномелана и хлорита имеют больший размер и
ассоциируют с альбитом, эпидотом и актинолитом. Такая же ассоциация
минералов встречается и в третьей подзоне; стильпномелан образует здесь
крупные чешуйки и скопления листочков. Кроме того, в этой подзоне
встречаются кварц-гранат(марганцевый)-стильпномелановые сланцы.
Стильпномелан представлен ферростильпномелановой разновидностью,
но в некоторых участках обнаруживает буровато-зеленые
периферические зоны.
Некоторая часть стильпномелана образовалась в результате
посттектонической перекристаллизации и была выделена растворами. В породах
четвертой подзоны стильпномелан выделяется за счет хлорита. Он часто
зонален, причем ядро состоит из ферростильпномелана, а периферические
зоны — из разновидности, более богатой окисью железа. Образование
стильпномелана из хлорита, имеющего состав (OHOj6 (Mg2i4 Fe^fj Fe^ Allj3) x
X(Si2j7 Al^sOjo), требует привпоса кремния и калия. А в результате
реакции выделяются алюминий и магний:
Хлорит + SiO2 + К2О —>- Стильпномелан + MgO + А]2О3.

Стилыгномелан 135
В сланцах западного Отаго наиболее богатыстильпномеланом прослои,
обогащенные железом; его несколько меньше в марганцевистых прослоях,
но встречается он также как акцессорный минерал и в обычных по
составу породах. Таким образом, нельзя рассматривать первичный состав
породы как основной фактор, от которого зависит кристаллизация стиль-
пномелана во время регионального метаморфизма. Хаттон (Hutton, 1938),
кроме того, показал, что стильпномелан иногда встречается в
микроскладках в виде хорошо образованных недеформированных кристаллов и
сноповидных агрегатов, пересекающих плоскости сланцеватости, а также
в открытых трещинных жилах. Следовательно, стильпномелан может
развиваться после главной фазы метаморфизма в период посттектонической
перекристаллизации.
Стильпномелан — обычный минерал глаукофановых метаморфических
пород гор Канто, центральная Япония (Seki, 1958; Miyashiro, Seki, 1958),
и присутствует в метаморфизованных песчано-глинистых осадочных
породах, а также в метаморфизованных породах, образовавшихся за счет
основных пирокластических и магматических пород. В этом районе
стильпномелан обнаружен в породах, относящихся к шестой зоне
прогрессивного метаморфизма, и встречается спорадически даже в наименее
метаморфизованных породах. В зоне II, породы которой характеризуются
очень небольшой сланцеватостью, песчано-глинистые породы
превратились в хлорит-стилышомелан-серицитовые и хлорит-стильпномелановые
сланцы, а основные пирокластичсские и эффузивные породы — в акти-
нолит-хлорит-стильпномелановые сланцы. В этой зоне стильпномелан
может также ассоциировать с кварцем, альбитом, кальцитом, графитом
и гематитом. В зоне IV из песчано-глинистых осадков развиваются лавсо-
нит-стильпномелан-хлоритовая и лавсонит-стильпномелан-серицитовая
ассоциации, но в метаморфизованных основных породах стильпномелан
встречается только как акцессорный минерал. Для наиболее высоко
метаморфизованной зоны характерны следующие стильпномелансодержа-
щие ассоциации: мусковит — хлорит — стильпномелан, хлорит — эпи-
дот — гранат—стильпномелан и хлорит — гранат — мусковит —
стильпномелан. Кроме того, присутствуют пьемонтит и магнезиорибекит.
Минеральные ассоциации в метаморфических породах гор Канто изображены на
диаграмме ACF фиг. 27; стильпномелан рассматривался Миясиро и Секи
(Miyashiro, Seki, 1958) как устойчивый минерал субфации лавсонит —
пумпеллиит — эпидот — глаукофан.
Гроут и Тил (Grout, Thiel, 1924) описали стильпномелан в жилах,
секущих карбонатные и амфибол-магнетитовые сланцы Анимикской
железистой формации в Миннесоте. В большинстве жил стильпномелан
ассоциирует с кварцем и карбонатом, а в некоторых крупных жилах —
с апатитом и гематитом. Стильпномелан встречается также в сланцах,
и некоторые прослои в магнетитовых сланцах состоят почти целиком из
кварца и радиально-лучистых скоплений волокон и табличек стилышоме-
лана. Последние работы показали, что стильпномелан вместе с миннесотаи-
том и гриналитом являются главными компонентами формаций железистых
кварцитов района озера Верхнего. Богатые железом кварциты различного
минералогического состава часто ассоциируют с магнетитовыми
прослоями, чередующимися с кремнями и карбонатами. Отдельные прослои
сложены почти целиком стильпномеланом, образующим чрезвычайно мелкие
кристаллы. Колебания в содержании окисного и закисного железа (на
что указывают показатели преломления отдельных минералов из
смежных слоев), по мнению Джемса (James, 1954), показывают, что современ-

136 Породообразующие минералы
ный состав слоя в основном соответствует составу первичного осадка.
В пределах этого участка стильпномелан обнаружен в породах, которые
все еще имеют кластическую структуру и которые представляют собой
тонкозернистые механические осадки, обогащавшиеся железом в процессе
отложения. Формирование стильпномелана связывают с периодом
регионального метаморфизма низкой ступени, обусловленным развитием ['
Гуронской геосинклинали. \
Халлимонд (Hallimond, 1924) описал асбестовидные жилы, состоя- |
щие из стильпномелана и хлорита, в метаморфизовэнных пизолитовых :
А . [.
Мусковит
Аавсонит
Зпидот J ^ " ■—\ Стильпномелан
Пумпеллиит
Хлорит
Кальцит Актииолит Глаукофан
ФИГ. 27. ACF-диаграмма для пород с кварцем и альбитом
в лавсонит-пумпеллиит-эпидот-глаукофановой субфации (Mi-
yashiro, Seki, 1958).
железняках рудника «Пен-и-раллт», Мерионетшир. Эскола (Escola, 1925)
отмечал замещение тремолита стилышомеланом в медьсодержащих жилах,
секущих зеленокаменные породы в Финляндии.
Уэйджер и Дир (Wager, Deer, 1939) описали необычное нахождение
стильпномелана в друзах и в основной массе пузыристых гранофировых
включений в породах краевой группы Скергаардской интрузии. Мозгова
A957) наблюдала стильпномелан (табл. 20, анал. 8) в гелеподобных и
перекристаллизованных зеленовато-бурых массах в пустотах скарново-поли-
металлического месторождения.
ЛИТЕРАТУРА
А у res V. L., 1940. Mineral notes from the Michigan iron country, Am. Mineral.,
25, 432.
E s k о 1 a P., 1925. The mineral development of basic rocks in the Karelian formations,
Fennia, 45, 1.
Grout E. F., T h i e 1 G. A., 1924. Notes on stilpnomelane, Am. Mineral., 9, 228.
Gruner J. W., 1937. Composition and structure of stilpnomelane, Am. Mineral.
22, 912.

Стилъпномелан 137
Gruner J. W., 1944. The structure of stilpnomelane re-examined, Am. Mineral.,
29, 291.
Gunderson J. N., Schwartz G. M., 1959. Metasomatic veins in the Biwabik
iron formation, Bull. Geol. Soc. Am., 70, 1613 (abstract).
H a 11 i m о n d A. F., 1924. On stilpnomelane in North Wales, Mineral. Mag., 20, 193.
H о 1 z n e r J., 1933. Beitrage zur Kenntnis der varistischen Gesteins- und Mineral-
provinz im Lahn-Dillgebiet, 2, t)ber den Stilpnomelan von Grube Theodor
(Lahngebiet) und einen beim Trennen mit Clericilosung auftretenden Basenau-
stausch, Ncues Jahrb. Min., Bl — Bd. 66, 213.
Holzner J., 1936. Uber den anomalen Kristallbau der Biotite, Zeit. Krist., 95, 435.
Hatton С. О., 1938. The stilpnomelane group of minerals, Mineral. Mag., 25, 172.
H u 11 о n C. 0., 1940. Metamorphism in the Lake Wakatipu region, western Otago,
New Zealand, Dept. Sci. Ind. Res. N. Z., Geol. Mem., No. 5.
Hut ton C. 0., 1945. Additional optical and chemical data on the stilpnomelane
group of minerals, Am. Mineral., 30, 714.
Hutton CO., 1956. Further data on the stilpnomelane mineral group, Am. Mineral.,
41, 608.
Hutton C. O., Turner F. J., 1936. Metamorphic zones in north-west Otago,
Trans. Roy. Soc. New Zealand, 65, 405.
Jakob J., 1923. Vier Mangansilikate aus dem Val d'Err (Kt. Graubunden), Schweiz.
Min. Petr. Mitt., 3, 227 (M. A. 2—251).
James H. L., 1954. Sedimentary facies of iron-formation, Econ. Geol., 49, 235.
Лазаренко E. K., 1954. О стилыгаомелане, Минер, сб. (Львовск. геол. о-во)
№ 8, 119.
Miyashiro A., Seki Y., 1958. Mineral assemblages and subfacies of the glauco-
phane-schist facies, Jap. Journ. Geol. Geogr., 29, 199.
Мозгова H. H., 1957. О гизингерите и стильпномелане из скарновополиметалли-
ческих отложений Верхнего рудника Тетюхе, Минер, сб. (Львовск. геол.
о-во) № 11, 273.
Seki Y., 1958. Glaucophanitic regional metamorphism in the Kanto Mountains,
central Japan, Jap. Journ. Geol. Geogr., 29, 233.
Turner F. J., Hutton C. 0., 1935. Stilpnomelane and related minerals as
constituents of schists from western Otago, New Zealand, Geol., Mag., 72, 1.
Wager L. R., Deer W. A., 1939. The petrology of the Skaergaard intrusion, Kanger-
dlugssuaq, east Greenland, Meddel. om Gran, 105, No. 4.

Пирофиллит
Al([SieO!0](OH),
МОНОКЛИННЫЙ ( —)
Np
Nm
Ng
Ng—Np
— 2V
1,534-1,556
1,586-1,589
1,596 — 1,601
<=< 0,050
53-62°
Ng = !/, Nm приблизительно
Пл. о. о. J_ @10)
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
ячейка
т > v, слабая
2,65—2,90
1-2
По {001} совершенная
Белый, желтый, светло-
голубой, сероватый или буровато-зеленый; блеск
жемчужный; в шлифах бесцветный
Абсорбция больше для направления колебаний в плоскости
@01)
а 5,16, 6 8,90, с18,64А, Р99°55'
Z = 2. Пространственная группа С2/с
Растворяется с трудом в H2SO4
Пирофиллит — мягкий минерал, который часто встречается вместе
с кварцем и слюдами в гидротермальных жилах, а также как главный
компонент некоторых сланцев. Плотная разновидность, напоминающая
тальк, называется стеатитом *. Она используется для производства
грифелей. Пирофиллит обладает хорошими термо- и электроизоляционными
свойствами. Вследствие сходства талька и профиллита вполне вероятно,
что некоторые материалы, описанные как тальк, в действительности
представляют собой пирофиллит. Однако пирофиллит несколько тверже
и менее плавок, так что он более пригоден в качестве огнеупора. Кроме
того, пирофиллит используется как смазочный материал, наполнитель
для каучука и бумаги и инсектофунгисидов. Название «пирофиллит»
произошло от греческих слов риг, огонь, и phullon, лист, так как минерал
обладает характерными термальными свойствами и обычно образует
пластинки.
Структура
Пирофиллит подобен слюдам в том отношении, что он имеет слоистую
структуру, в которой слой, состоящий из ионов А1 в октаэдрической
координации, располагается между двумя слоями связанных тетраэдров
* В отечественной литературе чаще используется термин «агальматолит»;
стеатитом называются чаще тальковые породы.— Прим. ред.

Пирофиллит
139
SiO4 *. Плоские тетраэдрические сетки имеют состав Si2O5, и в
пирофиллите в противоположность мусковиту замещение Si на А1 либо отсутствует
совершенно, либо проявляется лишь в незначительной степени.
Тетраэдры располагаются таким образом, что их вершины направлены внутрь
слоя, и атомы кислорода в вершинах тетраэдров образуют диоктаэдриче-
ский центральный слой, в котором 2/3 доступных положений заняты
атомами А1, а х/з — пустует (фиг. 28). Образующиеся в результате
сложные слои электрически нейтральны. Таким образом, между ними не могут
располагаться дополнительные катионы, как это происходит с ионами
калия в обычных слюдах и ионами кальция в хрупких слюдах. Характер
наложения последовательных слоев отвечает схеме, предложенной для
слюд; «гексагональные» кольца тетраэдров SiO4 лежат непосредственно
с sin
(Pauling, 1930).
40 +2@Н)
4О+2(ОН>
друг над другом. Возможности для вращения следующих друг за другом
слоев, обусловливающие возникновение различных закономерно
повторяющихся последовательностей, такие же, как в слюдах; они ведут к
сходному полиморфизму. Основная полиморфная модификация пирофиллита
имеет двуслойную ячейку B1^), которая наиболее характерна для
мусковита. В обоих случаях преобладание структуры 2Mi, по-видимому, связано
с отклонением элементарных слоев от тригональной симметрии как
следствие неполного заполнения октаэдрических положений Y (см. стр. 13).
Основной характер структуры пирофиллита был впервые предсказан
Паулингом (Pauling, 1930), а затем подтвержден с помощью данных
рентгеновского изучения порошкограмм Грюнером (Gruner, 1934) и Хендриксом
(Hendricks, 1938), который использовал метод монокристалла. Звягин
и Пинскер A949), применив для изучения элементарной ячейки
пирофиллита метод электронной дифракции, получили значения, сходные с
приведенными выше.
Рентгенограммы, полученные от чешуек пирофиллита, обычно
обнаруживают явления сплошного рассеяния и не дают четких отражений,
указывая тем самым на высокую степень разупорядочения в кристаллической
структуре. Это вполне закономерно, если учесть слабые «остаточные»
силы, связывающие соседние слои, которые поэтому легко могут быть
смещены со своих идеальных позиций. Совершенно очевидно, что пиро-
филлитовые слои иногда перемешиваются с другими слоистыми
минералами; имеются сообщения (Kodama, 1958) о закономерном переслаивании
пирофиллит — монтмориллонит.
См. структуру слюд.

140 Породообразующие минералы
Сильный базальный рефлекс, который характерен для слюд и илли-
тов при d ~ 10 А, встречается в пирофиллите при d ~ 9,1 или 9,2 А.
Положение этого рефлекса не изменяется при нагревании до 500° С и
обработке глицерином. Положение рефлекса 060 полностью соответствует
диоктаэдрической природе минерала.
Химизм
Пирофиллиты часто присутствуют вместе с другими минералами, но
в тех случаях, когда они встречаются отдельно, они обнаруживают
небольшие отклонения от идеальной формулы, приведенной выше. Отмечаются
незначительные замещения кремния на алюминий и алюминия в
положениях У на Mg, Fe+2, Fe+3 и т. д. Анализы обычно показывают небольшие
содержания Са, Na и К, положения которых неясны. Маловероятно, что
эти ионы замещают А1 в положениях Y, однако они могут располагаться
между сложными слоями в таких же положениях, которые занимает
калий в мусковите. В последнем случае они компенсируют электрический
заряд при небольших Si — А1-замещениях и указывают на существование
некоторой смесимости между пирофиллитом и мусковит-парагонитовыми
слюдами. В табл. 22 приведены типичные анализы пирофиллитов. Тонко-
зернистость многих образцов вызывает сильную адсорбцию воды, так что
часто при определении количества конституционной воды возникает
некоторая неопределенность. Поэтому формулы рассчитаны на основании
22 ионов кислорода (за исключением анал. 6 и 7) без использования
аналитического расчета для содержания воды.
Термограммы дают эндотермический пик около 760° С,
соответствующий потере конституционной воды, и небольшой экзотермический пик
около 1200° С, когда происходит распад минерала на муллит и кристоба-
лит. По данным Брэдли и Грима (Bradley, Grim, 1951), промежуточный
«ангидрид» образуется при нагревании пирофиллита примерно до 700° С.
При этой температуре происходит выделение (в форме воды) шести кисло-
родов октаэдрического слоя. Этот вывод был подтвержден при рентгено-
структурном изучении ориентированных агрегатов (Kodama, 1958).
Муллит, образовавшийся при высоких температурах, находится в простых
взаимоотношениях по кристаллографической ориентировке с
пирофиллитом; термальное преобразование в последнем почти не нарушает
октаэдрического расположения ионов кислорода (Bradley, Grim, 1951).
Обезвоживание пирофиллита, согласно Киферу (Kiefer, 1949), происходит при
температурах 640, 690—780 и 850° С, соответствующих началу
обезвоживания, началу и концу быстрого обезвоживания и концу обезвоживания.
Эти данные показывают, что пирофиллит наименее устойчив из слоистых
минералов, обладающих структурой типа 2:1*. Кифер (Kiefer, 1950)
привел также доказательства существования менее устойчивой формы
пирофиллита (Р), образующейся из а-формы в природных условиях при
выветривании, а в лаборатории при размалывании в присутствии воды.
Пирофиллит легко синтезируется из составляющих его окислов.
Система А12О3 — SiO2 — Н2О при атмосферном давлении и температурах между
300 и 500° С дает пирофиллит с бёмитом и каолинитом, а в присутствии СаО,
* Состав слоя, содержащего две тетраэдрические части и один внутренний окта-
эдрический компонент.

Таблица 22
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПИРОФИЛЛИТА
SiO,
тю2
А12О3
Fe2O3
ГсО
МпО
MgO
СаО
Na2O
К2О
р2о5
И2О+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
l
63,57
0,04
29,25
0,10
0,12
0,00
0,37
0,38
0,02
Сл.
Сл.
5,66
0,66
100,17
—
—
.—
—
2
64,88
0,02
28,64
0,48
—
0,02
0,08
0,03
0,03
0,04
—
5,47
0,09
99,78
1,556
1,589
1,601
62°
—
3
66,07
—
■ 27,09
0,53
—
—
0,07
0,36
0,60
0,10
—
5,43
—
100,25
—
—
—
—
4
66,04
—
28,25
0,64
—
—
} 0,12
f U,Ub
—
5,02
—
100,13
—
—
—.
.—
5
65,74
0,41
27,71
0,21
—
0,00
0,02
0,12
0,60
0,18
—
4,90
0,29
100,18
—
—
—
—
6
65,96
Сл.
28,25
0,18
—
—
—
—
—
—
—
5,27
0,14
99,80
—
—
—
—
7
58,45
2,35
31,27
0,84
—
—
0,30
0,05
0,30
0,16
—
4,88
0,23
100,08
1,534
1,586
1,596
60±5°
2,84
Количества ионов а
Si
А1
А1
Ti
Fe+з
Ca
Na
К
ЮН)
7,7641
0,236 J
3,976i
~ I
0,009 J-
0,012 j
0,068 J
0,04 i
__ J
4,000
8,00
4,07
0,123 I8'00
3,9781
0,0011
0,044 J- 4,04
7,995-1
0,005/
3,861-|
0,020 J
0,004-j
0,04 0,008 5-0,02 0,
0,006 J
4,000
8,00
7,9401
0,060/8'00
3,940")
- I
0,048 5- 3,92 0,058 }■ 4,02 0,019 J- 3,94 0,016 } 3,95
0.012J
0,047-,
,140 }
0,016 J
4,000
0,20
7,938
0,062
3,883
0,037
0,021 J
-\
0,008 J
4,000
I 1
17,929
0,071
3,933
0,004 J
0,015 -j
0,010,140 } 0,18
0,028 J
4,000
29 1
71 j0'00
4,226
7,380
0,620
4,036
0,80
0,023
0,007
0,072
0,026
4,112
8,00
J8,

1-4,14
1. Светло-голубой пирофиллит, рудник Хешами, префектура Нагама, Япония (Kodama, 1958).
2. Пирофиллит, район Вастава, приход Насум, округ Кристиапстед, Швеция (Henriques,
1957). Аналитик А. Аареме.
3. Пирофиллит, Вандо, Южная Корея (Johnstone, 1954).
4. Пирофиллит, округ Мур, Северная Каролипа (Hendricks, 1938). Аналитик К. С. Рист.
5. Белый чешуйчатый пирофиллит, Северная Каролипа (Bosazza, 1941). Аналитик В. Л. Бо-
зацца.
6. Радиалыю-расположенные иглы желтого пирофиллита, Трес-Цирритос, округ Марипоса,
Калифорния (Gruner, 1934; Doelter, 1917).
7. Голубовато-серый плотный криптокристаллический пирофиллит из «Wonderstone» (чудо-
камня?), содержащего рутил и примесь углистого вещества, Гестоптефонтейн, Трансвааль
(Bosazza, 1940). (Кроме того, в анализе ЭОз 0,10, СОа 1,33.)
а Анал. 6 и 7 пересчитаны на основании 24@, ОН), а остальные анализы — на основании
20 (О) и 4 (ОН).

142 Породообразующие минералы
MgO и щелочей при давлениях от 87 до 300 атм и температурах выше
400° С — пирофиллит, бёмит и тальк (Noll, 1935, и другие работы).
Систематическое изучение системы А12Оз — SiO2 — Н2О (Roy, Osborn,
1954) показало, что пирофиллит является устойчивой фазой в
температурном пределе от 420 до 575° С при различных давлениях воды во
всех смесях алюмосиликатов с высоким содержанием кремнезема.
Трудность получения тонкозернистого пирофиллита связана с тем, что А1
одинаково легко входит, по крайней мере частично, как в тетраэдрическую,
так и в октаэдрическую координацию. Экспериментальные данные
показывают, что пирофиллит может встречаться как устойчивая фаза при
температурах ниже 420°, если количество присутствующей воды недостаточно
для превращения смеси в более гидратированные разности.
Встречающиеся иногда в природе ассоциации диаспора и пирофиллита говорят
о температуре образования от 275 до 405° С.
Различные лабораторные эксперименты по изменению полевых шпатов
(Norton, 1939; Gruner, 1944; Folk, 1947) показывают, что пирофиллит
получается главным образом при температурах от 300 до 550° С при условии
недостатка А1 для образования каолинита. При умеренных давлениях
и температурах выше 350° С пирофиллит образуется предпочтительнее
каолинита, тогда как избыток А12Оз в этих условиях дает бёмит. При
добавлении к полевому шпату А12О3, SiO2 и KG1 в гидротермальных
условиях образуются мусковит и пирофиллит. При более высоких
температурах, даже при избытке К2О, могут развиваться каолинит и пирофиллит.
Оптические и физические свойства
Оптические данные по пирофиллиту немногочисленны, так как этот
минерал относительно редко встречается в природе и обычно тонкозернист.
Химические анализы отдельных пирофиллитов дают очень небольшие
колебания в их химическом составе. Поэтому физические свойства
пирофиллита также колеблются незначительно, и оптические константы,
приведенные выше, по-видимому, могут быть отнесены к большинству
образцов. Ориентировка плоскости оптических осей перпендикулярно @10)
совпадает с ориентировкой, установленной для слюд с двуслойной
элементарной ячейкой. Пирофиллит встречается главным образом в трех
формах: мелкие листоватые пластинки с пластинчатой спайностью; ради-
ально-лучистые более крупные кристаллы и иглы; массивные плотные
сферолитовые агрегаты мелких кристаллов. Более крупные пластинчатые
кристаллы обладают совершенной спайностью по {001}, дающей гибкие,
но не эластичные пластинки. Минерал всегда жирен на ощупь. Низкая
электропроводность пирофиллита позволяет использовать его при
производстве изоляторов, а благодаря высокой точке плавления продуктов
его разложения пирофиллит употребляется в качестве составной части
различных керамических масс.
Диагностические признаки
Тальк и мусковит имеют меньший 2V, чем пирофиллит, а каолинит
обладает более низким двупреломлением. Отличить пирофиллит от талька
можно при помощи химической реакции на алюминий (образец при нагре-

Пирофиллит 143
вашга после увлажнения раствором кобальта окрашивается в темно-
голубой цвет). В полевых условиях отличить пирофиллит от талька
можно путем определения рН (Stevens, Carron, 1948). Минерал истирается
в капле воды на фарфоровой пластинке для получения черты минерала
в течение одной минуты; пирофиллит дает рН 6, а тальк рН 9.
Пирофиллит не разбухает в органических жидкостях, а также не обладает
свойством обмена ионов и не окрашивается. Этим, по-видимому, пирофиллиты
отличаются от иллитов и монтмориллонитов, которые окрашиваются
малахитовой зеленой и шафрановой желтой. Однако имеются сообщения
об окраске пирофиллита малахитовой-зеленой (Bosazza, 1941).
Парагенезис
Пирофиллит встречается главным образом высадочных породах
обычно в районах, подвергшихся метаморфизму. Это сравнительно редкий
минерал, который образуется в основном при гидротермальном изменении
полевых шпатов; он часто сопровождается кварцем. Кроме того,
пирофиллит найден в ассоциации с кианитом, а также в кварцевых
золотоносных жилах (Frankel, 1944), где он образует иглы, чешуйки и розетки.
Пирофиллит может давать псевдоморфозы, Lno кианиту, полевому шпату
и пироксену.
ЛИТЕРАТУРА
Bosazza V. L., 1940. Wonderstone — a unique refractory material, Trans. Brit.
Ceram. Soc, 39, 369.
Rosazza V. L., 1941. Further notes on the absorption of malachite green by some
clay minerals, Am. Mineral., 26, 396.
Bradley W. F., Grim R. E., 1951. High temperature thermal effects of clay
and related minerals, Am. Mineral., 36, 182.
D о e 1 t e r C, 1917. Handbuch der Mineralchemie, 2, 121.
Folk R. L., 1947. The alteration of feldspar and its products as studied in the
laboratory, Am. Journ. Sci., 245, 388.
Frankel J. J., 1944. On silicates and dusts from the Witwatersrand gold mines,
Journ. Cliem. Metall. Mining Soc. South Africa, 44, 169.
Gruner J. W., 1934. The crystal structures of talc and pyrophyllite, Zeit. Krist.,
88, 412.
Gruner J. W., 1944. The hydrothermal alteration of feldspars in acid solutions
between 300 and 400° C, Econ. Geol., 39, 578.
Hendricks S. В., 1938. On the crystal structure of talc and pyrophyllite, Zeit.
Krist., 99, 264.
Henriques A., 1957. Swedish pyrophyllite deposits and the optical properties of
pyrophyllite, Arkiv. Min. Geol. Stockholm, 2, 279.
J о h n s t о n e S. J., 1954. Minerals for the chemical and allied industries, Chapman
and Hall, Ltd., London.
К i e f e r C, 1949. Deshydration thermique des mineraux phylliteux, Compt. Rend.
Acad. Sci. Paris, 229, 1021.
К i e f e r C, 1950. Note sur les mineraux phylliteux et leurs alterations, Compt. Rend.
Acad. Sci. Paris, 230, 977.
К о d a m a H., 1958. Mineralogical study on some pyrophyllites in Japan, Min Journ.
Japan, 2, 236.

144 Породообразующие минералы
Noll W., 1935. Hydrothermalsynthetische Untersuchungen in System A12O3 —SiO2 —
H2O, Fortschr. Min. Krist. Petr., 19, 46 (M. A. 7—96).
Norton F. H., 1939. Hydrothermal formation of clay minerals in the laboratory,
Am. Mineral., 24, 1.
Pauling L., 1930. The structure of micas and related minerals, Proc. Nat. Acad.
Sci. U. S. A., 16, 123 (M. A. 4-368).
Roy R., О s b о r n E. F., 1954. The system A12O3—SiO2 — H2O, Am. Mineral.,
39, 853.
Stevens R. E., С а г г о n M. K., 1948. Simple field test for distinguishing
minerals by abrasion pH, Am. Mineral., 33, 31.
Звягин Б. В., Пи иске р 3. Г., 1949. Электронографическое определение
элементарных ячеек пирофиллита и талька и структурная связь этих мине-
ралов с монтмориллонитом, Докл. АН СССР, нов. сер., 68, № 1, 65—67.

Тальк
Mg6[Si8020](OHL
МОНОКЛИННЫЙ ( —)
Np
Nm
Ng
Ng — Np
— 2V
.1,539 — 1,550
1,589 — 1,594
1,589 — 1,600
— 0,05
0 — 30°
Np
Nm почти параллельна х,
Пл. о. о. 1 @10)
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Цвет
Элементарная
ячейка
2,83
г > v
2,58
1
По {001} совершенная
Бесцветный, белый,
светло-зеленый, темно-
зеленый, бурый; в шлифах бесцветный
а 5,28, 6 9,15, с 18.9А, 0 100°15'
Z = 2. Пространственная группа С2/с*
Нерастворим в кислотах
Тальк — главная составляющая горных пород, известных под
названиями «тальковый камень» и «стеатит», из которых можно получать блоки,
используемые для теплоизоляционных и электроизоляционных целей.
Обожженный тальк входит в состав керамических масс, где он особенно
ценен в связи с очень малым коэффициентом усадки. Кроме того, тальк
(иногда называемый французским мелом) употребляется как наполнитель
красок, бумаги и резины, в мылах, косметических и других гигиенических
препаратах, а также в качестве твердого смазочного вещества. Название
«тальк», вероятно, имеет арабское происхождение.
Структура
В структурном отношении тальк подобен пирофиллиту и отличается
от последнего лишь наличием в октаэдрических положениях сложных
слоев магния вместо алюминия, а также отсутствием незанятых
структурных положений. Таким образом, тальк — это триоктаэдрический слоистый
минерал. Структура талька впервые была определена Грюнером (Gruner,
1934), а впоследствии изучена Хендриксом (Hendricks, 1938), который
установил, что она (так же как и у пирофиллита) характеризуется
нерегулярной последовательностью слоев. Рефлексы, получаемые на рентге-
* Рентгеноструктурные данные Хендрикса (Hendricks, 1938), выявиншие
пространственную группу С2/с, позволяют хорошо интерпретировать структурные
соотношения между смежными слоями (см. выше).
10 № 1263

146 ■ Породообразующие минералы
новских снимках монокристаллов, заметно растянуты, и ни одна
структура, строго отвечающая какой-либо пространственной группе (главным
образом С2/с и Сс), не дает полного соответствия между наблюдаемыми
и вычисленными интенсивпостями. Поскольку наилучшее соответствие
наблюдается для структурного типа 2М4 (см. стр. 12) и пространственной
группы С2/с, можно полагать, что наиболее близкие друг другу соседние
слои по своему взаимному расположению ближе всего отвечают
структурному типу 2Mt. Параметры элементарной ячейки, определенные
рентгеновскими методами рядом исследователей, близки к величинам, приведенным
выше, а также к значениям, полученным методом электронной дифракции
(Звягин, Пинскер, 1949): а 5,27 ± 0,02, Ъ 9,13 ± 0,02, с 18,94 ± 0,14 А,
E 100° 40' ± 50' *. Железистый тальк — миннесотаит имеет а 5,4, b 9,42,
с sin P 19,14 А. Структурные изменения в тальке, происходящие при
термическом разложении, начинаются лишь при температуре 700° С (Авгу-
стиник и др., 1949), а при более низких температурах выделяется только
адсорбированная вода. Рентгеновские и другие экспериментальные данные
позволяют предполагать, что при температурах 700—900° С в тальке
формируются сдвоенные амфиболовые цепочки, при температурах 1000—
1200° С — пироксеноподобные цепочки, а при температурах 1250—1350°
за счет талька кристаллизуется клиноэпстатит с одновременным
выделением свободного кремнезема в форме кристобалита. Порошковые
рентгенограммы талька и пирофиллита сходны, но у талька соответствующие меж-
плоскостпые расстояния несколько ^больше, например d0oo талька ~
~ 3,10А, a dfjQQ пирофиллита ~ 3,06А. Базальные межплоскостные
расстояния не претерпевают никаких изменений пи при воздействии
органических жидкостей, ни при нагревании до 700°, что объясняется
отсутствием обменных катионов и молекул воды между структурными слоями.
Сильный рефлекс 060 имеет у талька d си 1,52, а у пирофиллита 1.495А.
Как тальк, так и пирофиллит, вероятно, входят в состав смешаннослойных
минералов совместно с различными глинистыми минералами, однако их
присутствие часто не устанавливается.
Химизм
Колебания химического состава талька, видимо, невелики. Si
в тальке иногда замещается пебольшими количествами А1 или Ti, а
магний отчасти может замещаться железом, марганцем или алюминием. Кроме
того, относительно небольшие количества Са и щелочей могут замещать
магний, однако вероятнее, что эти элементы присутствуют в тальке в виде
межслойных ионов или в качестве механических примесей. Все эти
особенности состава талька выявляются при раздельном рассмотрении
анализов, приведенных в табл. 23. Обычно содержание Н2О+ равно
приблизительно 4,7—5%, что вполне достаточно для требуемого химической
формулой количества этого компонента —4(ОН). Однако тонкозернистость
талька позволяет предположить, что некоторое количество адсорбцион-
* На электронограммах от текстур обычно не наблюдаются раздельные
рефлексы с к Ф 'in, которые бы указывали на наличие строгого периода с. Электронограммы
показывают лишь долю с, относящуюся к одному слою (с/п ~ 9,47 А), я удвоенное
значение было дано с оговоркой условия справедливости рентгеновских данных. —
Прим. ред. • ■

Тальк 147
ной воды сохраняется в процессе анализа при температуре выше 110° С,
увеличивая содержание Н2О+. Так, пересчет анал. 6 (табл. 23) лучше
отвечает идеальной формуле в том случае, если не учитывается
содержание Н2О+. Тальк, в котором магний почти полностью замещен железом
(миннесотаит), широко распространен в формациях железистых
кварцитов Миннесоты (Grimer, 1944), однако такое замещение редко наблюдается
в других районах. Используя анализ этого минерала (табл. 23, анал. 9),
параметры элементарной ячейки и удельный вес, получаем следующую
формулу:
Si7,6(AI, Fe+»H,35(Mg,Fe+', Mn)Sl58O18j5(OHM,5.
7^95 "*
Эта формула похожа на формулу талька, но в ней имеется избыток (ОН),
дефицит кислорода и пониженное содержание кремния. При
распределении остальных ионов, Fe+2, Mg, Fe+8 и А1, остаются вакантные места
в группе У или в группе Z, а иногда и в обеих этих группах. В этом
случае, если отбросить определение Н2О+ и пересчитывать формулу на
основе 20(О) плюс 4(ОН), получается значительно лучшее соответствие
с идеальной формулой (табл. 23, анал. 9).
Термическое разложение талька изучалось рядом исследователей
(см., например, Haraldsen, 1930). При этом во всех случаях было
установлено, что конечные продукты состояли из клиноэнстатита и кристоба-
лита, однако отмечалось также образование промежуточных фаз,
кристаллизующихся раньше клиноэнстатита. Промежуточный продукт,
возникающий при 950° С, Тило (Thilo, 1937) назвал метатальком и утверждал,
что он имеет состав MgSiO3 и кристаллическую структуру, отличную от
структуры энстатита. Эйтель и Кедесди (Eitel, Kedesdy, 1943) под
названием «протоэнстатит» описали продукт нагревания талька, существующий
при температуре 700—1000°. Как энстатит, так и протоэнстатит
представляют собой кристаллические формы MgSiO3, имеющие иные по сравнению
с клиноэнстатитом поля устойчивости (Foster, 1951; Atlas, 1952). При
рентгеновском изучении процесса термического разложения талька были
установлены промежуточные продукты, первый из которых
характеризовался цепочками амфиболового типа, тогда как второй, возникающий при
более высокой температуре, имел цепочки пироксенового типа (Августи-
ник и др., 1948). Беннингтон (Bennington, 1956) приводит теплоту
растворения талька (табл. 23, анал. 3) АН = —201 987 кал/мол и теплоту его
образования АН = —35 530 кал/мол.
Поле устойчивости талька в системе MgO — SiO2 — Н2О было
исследовано Лидером и Феттом (Jander, Felt, 1939), Боуэном и Таттлом (Bowen,
Tuttle, 1949) и Ноллом (Noll, 1950), а в системе MgO — SiO2 — А12О3 —
Н2О Йодером (Yoder, 1952). Кривые, ограничивающие поле устойчивости
талька, показаны на фиг. 29 *. Тальк при любой температуре ниже
800° С можно получить из смеси 3MgO и 3SiO2 в условиях давления паров
воды от 6000 до 30 000 фуит/кв.дюйм (от 400 до 2000 кг 1см1). При
гидротермальном синтезе за счет различных смесей получали чистый тальк
и кремнезем или форстерит; при этом надежными анализами было
установлено, что в тальке возможны лишь небольшие колебания отношения
X : Z. При гидротермальном синтезе серпентинов и связанных с ними
* Кривые моновариантных равновесий, отличающиеся от приведенных на фиг. 29,
были получены для системы MgO — SiO2 — Н2О Беннингтоном (Bennington, 1956),
который использовал при их построении термодинамические данные.
10*

Таблица 23
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ТАЛЬКА
SiO2
ТЮг
А12О3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na2O
К2О
н2о+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
—2V
Уд. в.
1
62,61
—
Сл.
—
2,46
0,01
30,22
—
—
—
4,72
100,02
1,550
—
1,596
—.
2,791
2
62,67
—.
0,38
0,68
0,65
—
29,95
1,35
—
—
5,05
100,73
—
—
6°
2,58
3
62,47
0,00
0,47
—
0,79
0,00
31,76
0,00
—
—
4,70
0,06
100,25
1,572
A,580)
30°
—
4
62,16
—
0,88
—
1,41
—
30,86
—
—
—
4,92
100,23
—
—
—
—
5
60,06
—
1,60
—
•1,74
—
30,83
0,40
—
—
5,02
99,65
—
—
—
2,616
Количества ионов а
Si
Al
Al
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
7,989^
—
—
0,261
0,007
5,743.
—
—
4,018
. 7,99
6,01
7,905-1 76
0,056 J
—
0,065
0,068
—
5,631 J
5,76
0,183
—
_
4,250
7'91H7,98
0,070 J
0,084
5,996
3,972
6,08
7'874 1 8,01
0,131 J
0,149
5,826 .
4,158
5,98
7,686 |
0,241
0,186
5,881
0,055
4,288
з
6,07
1. Тальк из измененного перидотита, Мурухаттен, северная Швеция (Du Rietz, 1935).
Аналитики Р. Блике и Н. Салбом.
2. Тальк, Шабровское месторождение, Урал (Дромашко, 1953).
3. Тальк, Мёрфи, Северная Каролина (Bennington, 1956). Аналитик X. В. Уиик.
•4. Светло-зеленый тальк, Маланген, Норвегия (Haraldsen, 1930).
5. Зеленый тальк из измененного серпентинита, район Парма, Аппенины, Италия (Repossi,
1942).
■а Анализы пересчитаны на основе 24 (О, ОН)

Таблица 23 (продолжение)
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
Ca0
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. г..
e
60,02
—
1,88
—
1,51
30,39
1,00
—
5,37
0,32
100,49
—
2,769
7
60,88
0,10
1,98
0,83
—
—
31,18
0,14
—
—
4,98
—
100,09
—
—
—
8
61,07
—
2,42
1,49
0,00
—
29,13
0,75
—
—
4,82
—
99,68
—
—
—
2,717
0
51,29
0,04
0,61
2,00
33,66
0,12
6,26
0,00
0,08
0,03
5,54
0,24
99,87
1,580
—
1,615
Небольшой
3,01
Количества ионов а
Si
А1
Л1
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
7'722 I 8,00
0,282 J
0,162
5,828
0,138
4,000
5,99
7'707\8,00
0,293 J
0,002
0,079
5,884
0,019
4,206
5,976
7'780 1 8,00
0,220 J
0,143
0,143
5,531
0,103
4,098
5,82
7,874|
0,074 J
0,231
4,323
0,016
1,432 J
0,024
0,006
4,000
7,95
6,00
6. Черный тальк о углеродистым материалом, выделенный из голубовато-серой породы, Парма,
Аппенины, Италия (Repossi, 1942).
7. Тальк, Маунт-Фиттоп, Южная Австралия (Alderman, 1952).
8. Тальк, заместивший тремолит, район Йелланду-Варангал, Хайдарабад, Индия (Jayaraman,
1940).
9. Зеленовато-серый железистый тальк (миннесотаит), хребет Ист-Мисейби, Миннесота, США
(Gruner, 1944). Аналитик P. D. Иллстед.
а Анал. 6 и 9 пересчитаны на основе 20 (О) и 4 (ОН), а анал. 7 и 8 — на основе 24 (О, ОН).
6 В том числе 0,01 Ti.

150
Породообразующие минералы
слоистых силикатов (Roy, Roy, 1954) была установлена возможность
полной замены в тальке магния никелем с образованием никелевого талька,
причем оказалось возможным получение как магниевого, так и никелевого
C500 нг/смгM0 -
C50 кг/с
'см
300
400
500
600 100
Температура,° G
В00
900
фиг. 29. Р — Г-кривые (I—V) моновариаитного равновесия в системе
MgO—SiOz—Н2О.
У каждой кривой приведено уравнение реакции, которой соответствует данная кривая.
В каждом дивариантном поле между кривыми помещены треугольные диаграммы состава,
отражающие устойчивые для данного интервала Р — Г-условий ассоциации минеральных фаз.
Внизу слева приведена кривая давления паров воды, оканчивающаяся в точке критической
температуры и давления. Фигура заимствована из работы Боуэна и Таттла (Bowen, Tuttle,
1949), но несколько видоизменена с учетом повторного определения кривой равновесия
В = Р + V (Roy, Roy, 1957). В — брусит; Е — энстатит; F — форстерит; Р — периклаз;
Q — кварц; S •— серпентин; Т — тальк; V — пары воды.
талька, в которых Si замещен германием. При температуре ниже 480° С
с использованием в качестве исходного материала ферросилициевого
сплава был синтезирован закисно-железистый тальк, FeeSi8O20 (OHL
(Flaschen, Osborn, 1957).
Оптические и физические свойства
Обычно тальк встречается в сплошных листоватых и волокнистых
агрегатах или в зернистых звездчатых скоплениях, реже образует
таблитчатые кристаллы с совершенной спайностью по {001}, по которой
отделяются гибкие и несколько упругие пластинки. Атомная структура талька
с незаряженными слоями обусловливает его физическое сходство с моле-

Тальк 151
кулярными веществами, у которых молекулы (а в случае талька —
бесконечные слои) весьма слабо связаны друг с другом. Почти во всех своих
формах тальк жирен на ощупь и обладает перламутровым блеском; он
принят в качестве эталона твердости № 1 в шкале Мооса.
Колебания оптических свойств, отмечаемые у талька, неожиданны,
поскольку его состав весьма постоянен. Колебания величины
светопреломления могут в значительной степени зависеть от вхождения в состав
талька небольших количеств определенных ионов (например, Ti и Мп),
однако возможно, что это явление обусловлено присутствием
адсорбированной воды. Миннесотаит представляет собой минерал преимущественно
с волокнистыми (с положительным удлинением), а не пластинчатыми
формами выделения; он имеет зеленовато-серый цвет и следующие
оптические свойства: Np 1,580, Ng 1,615, небольшой 2V; в плеохроирующих
образованиях по Np — бесцветный или светло-желтый, по Nm = Ng —
светло-зеленый (Gruner, 1944). Искусственный закисно-железистый тальк
кристаллизуется в форме бесцветных иголочек или пластинок с Np 1,586,
Nm 1,618, Ng 1,618, 2V~ 5° (Flaschen, Osborn, 1957).
Диагностические признаки
Пирофиллит и мусковит обладают большим 2V по сравнению с
тальком, тогда как «высококремнеземистая слюда» — фенгит характеризуется
большим светопреломлением. У брусита близкие к тальку значения Nm
и Ng, но он одноосный и имеет положительный оптический знак. Для
отличия профиллита от талька можно использовать методику определения
рН порошков («рН abrasion test»; Stevens, Carron, 1948); у первого из этих
минералов рН равняется 6, а у второго — 9 (см. стр. 142).
Парагенезис
Наиболее обычные парагенетические обстановки талька:
гидротермально измененные ультраосновные породы и кремнеземистые доломиты,
претерпевшие термальный метаморфизм низкой ступени. В
ультраосновных породах тальк, как правило, слагает линзовидные жилы и
развивается вдоль разрывных нарушений и сколовых зон (Wilson et al., 1946).
Процесс образования тальковых кристаллических сланцев в условиях
гидротермального изменения ультраосновных пород чаще всего называют стеати-
тизацией. Источник гидротермальных растворов, обусловливающих стеати-
тизацию, не всегда ясен. Однако в ряде случаев эти растворы, несомненно,
выделялись из первичных тел ультрабазитов. В других случаях
исследователи предполагают поступление их извне, из расположенных
поблизости интрузивов. Стеатитизация обычно, по не всегда, связана с серпенти-
низацией, а иногда тальковые кристаллические сланцы образуются
непосредственно по несерпентинизированным ультраосновным породам.
Промежуточные и переходные стадии в образовании таких тальковых
пород характеризуются ассоциацией актинолит — хлорит.
Для многих районов установлено, что стеатитизация проявляется
вслед за серпентинизацией в процессе метаморфизма в фации зеленых
сланцев (Hess, 1933a, Ь; DuRietz, 1935; Haapala, 1936; Wiik, 1953, и др.).

152 Породообразующие минералы
Боуэн и Таттл (Bowen, Tuttle, 1949), а также Беннингтон (Bennington,
1956) показали, что тальк устойчив при более высоких температурах
и давлениях, чем серпентин, однако поля устойчивости этих минералов
взаимно перекрываются и кристаллизация того или другого из них,
несомненно, в сильной степени определяется такими факторами, как большая
легкость кристаллизации серпентина и большая его восприимчивость
к изоморфным замещениям по сравнению с тальком. Беннингтон
предположил, что критическим фактором в образовании талька может быть
присутствие карбонатных растворов, которые служат средой выноса ионов,
не способных войти в структуру талька и входящих после некоторого
переноса в состав хлорита.
Процесс стеатитизации рассматривался Тернером (Turner, 1948),
который показал, что образование существенно тальковых пород может
происходить в результате силицификации, карбонатизации или
вследствие привноса СаО. Превращение серпентина в тальк с привносом
кремнезема и выносом магнезии без [изменения объема можно
проиллюстрировать следующим уравнением (Turner, 1948):
(OHLMg3Si2O5-f-l,16SiO2 ->- 0,79(OIIJMg3Si4O10 + 0,63MgO + l,21H2O.
Серпентин G0 г) Тальк B99 г; 110 ел») B5 г) B2 г)
B76 г; 110 cjk») ■ * '
(Удаляется
в растворе)
Без изменения объема осуществляется также превращение серпентина
в тальк и магнезит, происходящее с привносом СО2:
2(OHLMg3Si2O5 + 3CO2 -»- (OHJMg3Si4O10 + 3MgCO3 + 3H2O.
Серпентин Тальк A40 см3) Магнезит
B20 сиЗ) (84смЗ)
При гидротермальном изменении ультраосновных пород, несколько
обогащенных кальцием, а также при воздействии кальциевых растворов на
нормальные ультраосновные породы происходит образование тремолито-
вого амфибола и в условиях достаточного количества алюминия—хлорита.
При более низких температурах в фации зеленых сланцев как тремолит,
так и хлорит могут замещаться тальком в условиях углекислого
метасоматоза по следующим реакциям, протекающим при постоянном объеме
(Turner, 1948):
(OHJCa2Mg5Si8O22 + CO2 -»- 2CaMg(CO3J+(OHJMg3Si4OI0 + 4SiO2.
Тремолит Доломит Тальк (Удаляется
(810 г; 270 ел3) C68 г; 130 см») C78 г; 140 см3) в растворе)
у
1ЕПеннин B768 г; 1025 см3)
-> 7,3(OHJMg3Si4O10 + 4,l
Тальк B759 г; •
1022 см3) (Удаляются
в растворе)
При более низких температурах тальк в присутствии избытка СаО и С02
неустойчив и замещается магнезитом. Тальково-магнезитовые и кварце-
во-магнезитовые породы района Кобб-Такака, Новая Зеландия,
изученные Уэллменом (Wellman, 1942), образовались за счет дунитов и пироксе-
нитов в результате воздействия СО2. Изменение серпентинитов с
образованием ассоциаций тальк -г- магнезит и в конечном счете магнезит — кварц
обусловлено прогрессивной карбонатизацией и дегидратацией, происхо-

Тальк 153
дящими лишь с незначительным уменьшением объема. Этот процесс можно
выразить следующим уравнением:
(OH)8Mg6Si4O10+6CO2 ->- 3MgCO3+(OHJMg3Si4O10 + 3CO2 + 3H2O ->
Серпентин Магнезит Тальк
-> 6MgCO3 + 4SiO2+4H2O.
Магнезит Кварц
В магнезитово-кварцевых породах кварц присутствует в меньших
количествах, чем его следовало бы ожидать из приведенного выше уравнения.
Вероятно, остальной кварц локализуется в многочисленных кварцевых
жилах, количество которых сильно увеличивается по мере нарастания
содержания магнезита в метасоматически измененных породах.
Пабст (Pabst, 1942) описал обогащенные тальком зоны, окружающие
нодули серпентина в кристаллических сланцах. Тальк, который
является наиболее распространенным минералом таких зон, ассоциирует с
вермикулитом, хлоритом, антофиллитом и тремолитом. Подобные зональные
гидротермально измененные тела в серпентине описаны Франсисом
(Fransis, 1955). Детальные описания многих районов с проявлениями сер-
пентиновых и тальковых пород можно найти в работах Уилсона (Wilson,
1926) и Спенса (Spence, 1940) (Канада) и в работе Ладу (Ladoo, 1923) (США).
Проявления ассоциации тальк — серпентин в Англии описаны Уилсоном
с соавторами (Wilson et al., 1946), а в Швеции — Дю Ритцем (Du Rietz,
1935).
Тальк — первый метаморфический новообразованный минерал,
возникающий при термальном метаморфизме кремнеземистых доломитов.
В районе Бродфорд — Килчрист, Скай (ТШеу, 1948), тальк присутствует
на контакте кремнистых конкреций с доломитом, и его образование здесь
можно связать с реакцией между доломитом и кремнеземом:
3CaMg(CO3J + 4SiO2 + H2O ^ (OHJMg3Si4O10 + 3CaCO3 + 3CO2.
Доломит Кварц . Тальк Кальцит
Кроме того, тальк совместно с кальцитом иногда присутствует внутри
кремнистых конкреций, где агрегат этих минералов может слагать
псевдоморфозы по идиобластическим ромбоэдрам доломита. Для этой стадии
метаморфизма типичны парагенезисы тальк — кальцит — доломит
и тальк — кальцит — кварц. На более высокой ступени метаморфизма
тальк сменяется тремолитом, и образование талька и тремолита в целом
можно трактовать как серию реакций, сопровождающихся
прогрессивной декарбонатизацией. Образование тремолита за счет талька и кальцита
протекает по уравнению
5(OHJMg3Si4O10 + 6CaCO3 + 4SiO2 ^t 3(OHJCa2Mg5Si8O22 + 6CO2+2H2O.
Тальк Кальцит Тремолит
Описание раннего образования талька при термальном метаморфизме
кремнеземистых доломитов можно найти в работе Купера (Cooper, 1957).
Гальки конгломерата Глэнс, по предварительным данным состоявшие
на 85% из доломита, на 7% из кальцита и на 6% из кварца, во внешней
части контактного ареола штока монцонитов у Джонсон-Кэмп, округ
Кочайс, Аризона, были превращены в тонкозернистую смесь кальцита
и талька почти в равных пропорциях. В этом случае ассоциацию тальк —
кальцит нельзя трактовать как продукт простого изохимического
метаморфизма, так как содержание изначально присутствовавшего кварца

154 Породообразующие минералы
было ниже, чем это требуется стехиометрическими пропорциями реакции
Доломит + Кварц ^ Тальк + Кальцит + СО2.
Купер предполагает, что кремнезем мог привноситься либо из кварцевой
цементирующей массы конгломерата, либо растворами, обусловившими
формирование близлежащих кварцево-галенитовых жил.
ЛИТЕРАТУРА
Alderman А. И., 1952. Mount Fitton talc as a possible source of forsterite
refractories, Sir Douglas Mawson anniversary volume, University of Adelaide, 1—6
(M. A. 12—81).
Atlas L., 1952. The polymorphism of MgSiC>4 and solid state equilibria in the system
MgSiO3 — CaMgSi2O6, Journ. Geol., 60, 125.
А в г у с т и н и к А. И., Тандура П. 3., Свирская Л. И., 1949.
Механизм реакций талька в процессе нагревания, Журн. прикл. хим., 22, 1150, Л.
Bennington К. О., 1956. Role of shearing stress and pressure in differentiation as
illustrated by some mineral reactions in the system MgO — SiO2 — H2O,
Journ. Geol., 64, 558.
Bo wen N. L., Tut tie 0. F., 1949. The system MgO — SiO2 — H2O, Bull.
Geol. Soc. Am., 60, 439.
Cooper J. R., 1957. Metamorphism and volume losses in carbonate rocks near
Johnson Camp, Cochise County, Arizona, Bull. Geol. Soc. Am., 68, 577.
Дромашко С. Г., 1953. Сравнительная характеристика палыгорскита, талька
и пирофиллита, Минер, сб. (Львовск. геол< о-во) № 7, 191.
Du Rietz Т., 1935. Peridotites, serpentines and soapstones of northern Sweden,
Geol. For. Forh. Stockholm, 57, 133.
E i t e 1 W., К e n e s d у H., 1943. Die Metaphase der Entwasserimg des Talks, Abh.
Preuss. Akad. Wiss. No. 5, 21 (Structure Reports, 9, 268).
Flaschen S. S., Osborn E. F., 1957. Studies of the system iron oxide —
silica — water at low oxygen partial pressures, Econ. Geol., 52, 923.
Foster W. R., 1951. High temperature X-ray diffraction study of the polymorphism
of MgSiO3, Journ. Am. Ceram. Soc., 34, 255 (M. A. 11—470).
Francis G. H., 1955. Zoned hydrothermal bodies in the serpentinite mass of Glen
Urquhart (Inverness-shire), Geol. Mag., 92, 433.
Gruner J. W., 1934. The crystal structure of talc and pyrophyllite, Zeit. Krist.,
88, 412.
Gruner J. W., 1944. The composition and structure of minnesotaite, a common iron
silicate in iron formations, Am. Mineral., 29, 363.
H a a p a 1 a P., 1936. On the serpentine rocks in Northern Karelia, Bull. Comm. geol.
Finlande, No. 114.
Haraldsen H., 1930. Beitrage zur Kenntnis der thermischen Umbildung des Talks,
Neues Jahrb. Min., Abt. A, 61, 145.
Hendricks S. В., 1938. On the crystal structure of talc and pyrophyllite, Zeit.
Krist., 99, 264.
Hess H. II., 1933a. The problem of serpentinization and the origin of certain chryso-
tile asbestos, talc and soapstonc deposits, Econ. Geol., 28, 634.
Hess H. H., 1933b. Hydrothermal metamorphism of an ultrabasic intrusive at Schuy-
ler, Virginia, Am. Journ. ScL, 5th ser., 26, 377.
J a n d e r W., F e t t R., 1939. Hydrothermalen Reaktionen, II, Mitteilung, Magnesi-
umhydrosilikates, Zeits. anorg. Chem., 242, 145 (M. A. 8—258).
Jayaraman N., 1940. Alteration of tremolite to talc in the dolomitic marbles of
Yellandu Warangal district (Hyderabad, Dn), Proc. Ind. Acad. Sci., A, 12, 65
(M. A. 8—161).

Тальк 155
Ladoo R. В., 1923. Talc and soapstone, their mining, milling and uses, U. S. Bureau
of Mines Bull., No. 213.
Noll W., 1950. Synthesen in System MgO/SiO2/H2O, Zeits. anorg. Chem., 261, 1
(M. A. 11—315).
P a b s t A., 1942. The mineralogy of metamorphosed serpentine at Humphreys, Fresno
County, California, Am. Mineral., 27, 570.
Repossi E., 1942. II talco dell'Appennino parmense, Rend. Soc. Min. Hal., 2, 47
(M. A. 10—422).
R о у 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., 1957. A re-determination of equilibria in the system
MgO — H2O and comments on earlier work, Am. Journ. Sci., 255, 574.
S pence H. S., 1940. Talc, steatite and soapstone; pyrophyllite, Dept. Mines and
Mineral Resources, Canada.
Stevens R. E., С а г г о n M. K., 1948. Simple field test for distinguishing
minerals by abrasion pH, Am. Mineral., 33, 31.
T h i 1 о Е., 1937. Chemische Untersuchungen von Silikaten, VII, Uber das bei der
tliermischen Zersetzung von Talk entstehende Magnesium-metasilikat, Ber.
deutsch. Chem. Gesell., Abt. B, 70, 2373.
T i 1 1 e у С. Е., 1948. Earlier stages in the metamorphism of siliceous dolomites,
Mineral. Mag., 28, 272.
Turner F. J., 1948. Mineralogical and structural evolution of the metamorphic
rocks, Geol. Soc. Am., Mem., 30, 132.
Wellman H. W., 1942. Talc-magnesite and quartz-magnosite rock, Cobb — Takaka
District, Journ. Sci. Tech. New Zealand, 24, 103B.
W i i к Н. В., 1953. Composition and origin of soapstone, Bull. Comm. geol. Finlande,
No. 165.
Wilson G. V., Phemister J., Anderson J. G. C., 1946. Talc, other
magnesium minerals and chromite associated with British serpentines, Geol.
Surv. Gt. Britain, War-time Pamphlet No. 9.
Wilson M. E., 1926. Talc deposits of Canada, Dept. Mines, Geol. Surv., Econ.
Geol. Series, No. 2.
Y о d e r H. S., J г., 1952. The MgO — A12O3 — SiO2 — H2O system and the related
metamorphic facies, Am. Journ, Sci., Bowen vol., 569.
Звягин Б. В., П и н с к е р 3. Г., 1949, Электронографические определения
элементарных ячеек пирофиллита и талька и структурные соотношения этих
минералов с монтмориллонитом, Докл. АН СССР, 68, 505.

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.

Септехлориты
rj.sA.KOH).
Четыре минерала—амезит, шамозит, гриналит и кронштедтит—очень
близки по химическому составу к хлоритам, но структурно сходны с сер-
пентиновыми и каолиновыми минералами. Все четыре минерала, как
правило, настолько тонкозернисты, что их структурное исследование
можно проводить лишь на основании рентгеновских порошковых
данных. Этих данных, однако, вполне достаточно, чтобы показать
ошибочность их первоначального отнесения к истинным хлоритам. Для
обозначения минералов этой группы было предложено собирательное название
«септехлориты» (Nelson, Roy, 1958), так как для их структуры характерны
серпентиноподобные слои с межплоскостным расстоянием dooi ~ 7A. Все
септехлориты обладают слоистой структурой, причем каждый слой имеет
тетраэдрическую сетку (Si, A1JO5, связанную с триоктаэдрической («бру-
ситового типа») сеткой. Такая структура, которую можно назвать двух-
компонентной, совершенно отлична от структуры хлорита, состоящей из
четырех структурных элементов, три из которых образуют «тальковый»
слой, а один —«бруситовый». Проблема несоответствия размеров тетраэд-
рических и октаэдрических структурных элементов в серпентиновых
структурах в случае амезита и шамозита облегчается тем обстоятельством,
что ионы А1 замещают как более мелкие ионы Si, так и более крупные ионы
Mg (или Fe+2), в связи с чем оба структурных элемента приобретают более
близкие размеры. У гриналита не исключена возможность существования
трубчатых, изогнутых или каких-либо иных нерегулярных структур,
Таблица 26
ПАРАМЕТРЫ ЭЛЕМЕНТАРНОЙ ЯЧЕЙКИ АМЕЗИТА, ШАМОЗИТА, ГРИНАЛИТА
И КРОНШТЕДТИТА
Амезит
Латеритный закисно-
железистый шамозит
Закисно-железистый
шамозит из
железистых осадков
Окисно-железистый
шамозит из железистых
осадков
Моноклинный закиспо-
железистый шамозит
Гриналит
Кронштедтит
Окисленный
кронштедтит
а (А)
5,31
5,39
5,415
5,255
5,41
5,555
5,49
5,25
Ь(А)
9,19
9,333
9,38
9,10
9,333
9,61
9,52
9,10
с sin р (А)
14,01
7,040
7,11
7,062
7,040
7,20
7,08
(Xl,2
или 6)
7,06
Э°
90
90
90
90
104,5
90
90
или
104,5
Источник
Brindley et al. 1951
Brindley, 1951
1
[ Brindley, Youell,
' 1953
J
Brindley, 1951
1 Sloadman, Yoii-
1 ell, 1958
Stoadman, Youell,
1957

192
Породообразующие минералы
характерных для серпентинов, однако такие структуры пока еще не
отмечались. У септехлоритов, как у серпентинов и минералов группы
каолинита, возможны различные способы упаковки слоев, которым
соответствуют различные элементарные ячейки. Параметры элементарных ячеек
некоторых септехлоритов приведены в табл. 26.
Химические составы хлоритов, септехлоритов и серпентинов
показаны на фиг. 40. У составов, располагающихся вдоль линии серпентин —
амезит, могут существовать хлоритовые и септехлоритовые полиморфные
модификации, за исключением магнезиального конца этой серии, для
которого установлен лишь септехлорит. При благоприятных условиях одна
структурная форма может переходить в другую, причем более высокие
температуры благоприятны для образования модификаций с
межплоскостным расстоянием 14А (см. стр. 176). Например, до сих пор описанные аме-
зиты в естественном состоянии имеют структуру септехлорита. Однако
Кронштедтит
ГринрЛйт Септешамозиты и
С епте хлориты -._„
I III *Э* ~ "
Серпентин
Mg6Si,010tOH),
'8
Амезит
(Mg4Al2)(Si2Al2H10@H)e
фиг. 40. Соотношения составов хлоритов, септехлоритов
и серпеггпшов (Nelson, Roy, 1958).
Септехлориты представляют собой низкотемпературные аналоги
соответствующих хлоритов. Номенклатура хлоритов дается по Хсю
(Неу, 1954).
Нельсон и Рой (Nelson, Roy, 1958) синтезировали хлорит такого состава,
в связи с чем предложили называть распространенный в природе его
химический аналог септеамезитом. При замене магния закиснътм железом
в формуле амезита получается состав еще одной полиморфной пары
шамозит—септешамозит.
Шамозит. Для минерала, получившего название «шамозит» (по
местности Шамозон), первые определения установили структуру хлорита
с базальным межплоскостным расстоянием 14А (Orcel el al., 1949), но
некоторые образцы, впоследствии описывавшиеся иод этим названием
(а иногда также иод названием «бертьерин»), фактически относятся к сеите-
хлоритам. Состав естественных септешамозитов изменчив; типичныйзаки-

Септехлориты 193
сно-железистый шамозит имеет формулу Fe3,26Alle(Mg, ¥е+3 и т. д.H,8
{Si2,6Al| 4) Ojo (ОН)8, тогда как в окисно-железистом шамозите количества
ионов Fe+2 и Fe+:i находятся в обратных соотношениях. Порошковые
рентгенограммы ряда септешамозитов из латеритов, полученные Бриндли
(Brindley, 1951), свидетельствуют, что в этих образцах наблюдаются два
способа наложения слоев каолипитового типа, которым соответствуют
однослойные гексагональная и моноклинная элементарные ячейки. В
различных образцах обнаруживаются разные количественные соотношения
этих структурных модификаций и разная степень беспорядка в структуре,
вызванного смещениями по оси у. У септехлоритов железистых осадков
наблюдаются рефлексы различной диффузности, соответствующие
беспорядочным смещениям в направлении оси х, которые можно рассматривать
как неупорядоченное смешение моноклинных и гексагональных порядков
упаковки (Youell, 1955). Степень порядка, очевидно, возрастает с
увеличением содержания железа, но уменьшается при переходе закисного желе-
яа в окисное. Продукт такого окисления — окисно-железистый шамозит —
имеет мепыпие параметры элементарной ячейки. Дифференциальные
кривые нагревания большинства септешамозитов и каолинита сходны; они
обнаруживают четкий эндотермический пик при температуре около 550° С,
когда минералы разлагаются и переходят в аморфное состояние. Однако
и в области более низких температур структура септешамозитов
претерпевает некоторые изменения: в условиях нагревания на воздухе при
температуре около 400° С они переходят из закиспых в окисные септешамозиты
(см. табл. 27, анал. 2 и 3). При этом превращении изменяются не только
параметры кристаллической решетки (табл. 26), но, как показывает
химический анализ, и интенсивности рентгенограмм; некоторые внешние ионы
(ОН)~ октаэдрического слоя превращаются в ионы (О), причем это
превращение иногда бывает полным. Реакции окисления и дегидратации,
которые в известной степени обратимы, могут быть представлены в
следующем виде (Brindley, Youell, 1953):
(Oil)- ^: 0,5H2O + 0,5(O).
При нагревании септетнамозитов на воздухе выше 550° С начинается
кристаллизация гематита, продолжающаяся до 1000° С. При 800° С
появляется шпинель, которая, однако, исчезает при 1100° С, тогда как при
температуре около 900° С появляется а-кристобалит, а выше этой
температуры, вероятпо, кристаллизуются муллит и энстатит. При нагревании
закисно-желозистого шамозита в атмосфере пара или в вакууме окисно-
железистый шамозит не образуется; в атмосфере пара при 675° С
появляется закиспо-железистый алюминат, а при 800° С — шпинель. Бриндли
и Юэлл (Brindley, Youell, 1953) отметили, что колебания химического
состава и степени окисленности септешамозитов сопровождаются
изменением в широких пределах характера их рентгенограмм; у
дегидратированных форм, по их мнению, может еще сохраняться каолинитоподобная
структура, хотя они могут и не давать характерного эндотермического
пика на дифференциальных кривых нагревания.
В латеритно-глинистых отложениях шамозиты совместно с другими
глинистыми минералами и окислами железа часто образуют
тонкозернистые желтые, зеленовато-серые или зеленовато-бурые агрегаты. Кроме
того, они встречаются как в оолитах, так и в основной, массе осадочных
железных руд в ассоциации с сидеритом и каолинитом.
13 J41. J263

Таблица 27
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ СЕПТЕХЛОРИТОВ
SiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
+2V
Уд. в.
l
20,95
35,21
—
8,28
Сл.
22,88
0,58
13,02
0,23
101,15
1,597
1,597
1,612
Очень
небольшой
2,77
2
23,81
23,12
0,23
39,45
—
2,72
—
10,67
—
100,00
1,60—1,67
—
—
3,3
3
24,69
23,61
45,61 .
0,47
—
2,74
—
2,88
—
100,00
—
—
—
—
4
33,58
—
11,16
45,19
—
—
—
10,07
—
100,00
1,67
—
—
3,2
5
16,42
0,90
29,72
41,86
—
__
1,32
10,17
—
100,39
—
—
—
3,45
Количества ионов а
Si
А1
Fe+3
Al
Fe+з
Fe+2
Mg
Ca
OH
1,006
0,994
0,999 )
—
0,330
1,637
— ,
4,00
2.
\
2,
00
97
1,327
0,673
0,847
0,008
1,840
0,225
—
3,968
l
2
I
2
,00
,92
1,32
0,68
0,81
1,83
0,02
0,22
—
1,02
\
2
J
2
,00
,88
2,176
0,446
2,339
3,278
1
2,
J
2,
18
79
1,068
0,068
0,864
—
0,590
2,278
—
0,091
4,414
2,96
1. Светлые голубовато-зеленые кристаллы амезита, Честер, Массачусетс (Gruner, 1944).
Аналитик Ф. В. Шаннон.
2. Закисно-желеэистый шамозит из основной массы сидеритовой руды, карьер Стейнион-Лейн,
Корби, Нотхемптоншир (Brindley, Youell, 1953). Аналитик Р. Ф. Юэлл. (Анализ
пересчитан на 100% после вычитания примесей карбоната и сульфата.)
3. Окисно-желеаистый шамозит, полученный в результате нагревания образца анал. 2 на
воздухе при температуре 400° С в течение 2 час (Brindley, Youell, 1953). (Анализ пересчитан
на 100% после вычитания примесей карбоната и сульфата.)
4. Гриналит, хребет Месаби, Миннесота (Gruner, 1936). [Пересчитан по анализу Джоллифа
(Jollifle, 1935) после вычитания нерастворимого SiO2 и других примесей.]
5. Кронштедтит, Кисбанья, Венгрия (Hendrlcks, 1939). Аналитик Б. Госснер.
а Формула анал. 1 вычислена на основе 5 (О) и 4 (ОН); при выводе формулы анал. 3 Бриндли
и Юэлл допускали, что сумма ионов в онтаэдрических положениях примерно такая же,
как в анал. 2; анал. 2, 4 и 5 пересчитаны яа основе 9 (О, ОН).

Септехлориты
195
Амезит. Минерал амезит в течение многих лет рассматривался как
настоящий хлорит, однако рентгеноструктурные исследования методом
порошка показали, что природные образцы имеют структуру септехлорита
(Gruner, 1944). При последующем изучении с использованием частично
неупорядоченных монокристаллов (Brindley et al., 1951) было
установлено, что структура этого минерала содержит по два слоя каолинитового
типа (но триоктаэдрических) на гексагональную элементарную ячейку.
Рентгенограммы выявили сильную неупорядоченность, обусловленную
беспорядочными смещениями слоев на величины, кратные Ь/3, параллельно
ФИГ. 41. Изменения dooi B твердых
растворах 7 А-септехлоритов вплоть до
амезита, содержащего (Si2Al2), в
зависимости от количества атомов Al в тетра-
эдрических положениях (Nelson, Roy,
1958).
us
•4-
о
I
£
I
1
0,5
\
1
\
2,0-
',5
',0
1,00
110
7,20
7,30/»
оси у. При исследовании хорошо упорядоченных монокристаллов-септе-
амезита Штейнфинк и Брайтон (Steinfink, Brunlon, 1956) определили
структуру этого минерала и показали, что он является гексагональным с
параметрами а 5,31, с 14,04А * и пространственной группой Р%. Два слоя
в элементарной ячейке налагаются прямо друг над другом, но взаимно
повернуты на 60° вокруг оси шестого порядка, проходящей через два
эквивалентных атома кремния, причем между смежными слоями
действуют водородные связи. По данным Отона (Oughton, 1957), у септеамезита
возможны другие способы регулярного чередования слоев, например,
ведущие к возникновению пространственной группы Р63ст. На фиг. 41
показана зависимость базального межплоскостного расстояния
природных септехлоритов ряда амезита — серпентина от величины замещения
алюминием кремния и магния в их структуре. Базальное межплоскостное
расстояние rfooi в септехлоритах приблизительно на 0,08А меньше х/2 d001
* В данном случае величина параметра с порядка 14 А создается наложением
двух слоев толщиной 7 А и, таким образом, свидетельствует не о хлоритовой, а о сеп-
техлоритовой структуре.
13*

196 Породообразующие минералы
соответствующих хлоритов с базалышм межплоскостным расстоянием
порядка 14Л (Nelson, Roy, 1958).
Кристаллы амезита, исследованные Штойнфинком и Брантоном, были
сдвойникованы и двуосны. У них были определены следующие оптические
константы: Np 1,597, Nm 1,600, Ng 1,615, + 2V 10—14°, Ng = z,
Np :x = 20°. Такие оптические свойства связываются с двуосностью,
вызываемой натяжением. Подобно тому как это имеет место у обычных
серпентинов и минералов групиы каолинита, разложение амезита происходит
при температуре около 600° С. При нагревании до этой температуры
возрастает беспорядок во взаимном расположении слоев и появляется
сильный рефлекс с d 14A (в необожженном септеамезите первый базальный
рефлекс 002 с d 1 к) (Steinfink, Brunton, 1956). При температуре около
800° С возникает переходная фаза, природа которой не выяснена, а при
900° С образуется шпинель. Попытки синтезировать амезит из окислов
BMgO, A12OS, SJ.O2) оказались безуспешными (Yoder, 1952), однако,
вероятно, можно синтезировать минералы со структурой серпентина, но
с несколько меньшим содержанием алюминия, чем в амезите (Roy,
Roy, 1954).
Амезит встречается в виде светло-зеленых кристаллов вместе с диас-
нором, магнетитом и корундофилитом в районе Честер, Массачусетс,
США. Образцы, изученные Штейнфинком и Брайтоном, взяты из Саранов-
ского хромитового месторождения, Северный Урал, СССР.
Гриналит и кронштедтит. Формула этих минералов, приведенная
на фиг. 40, относится к идеализированным конечным членам изоморфной
серии. Типичный грииалит имеет состав Fe^Fe*^ Si4O10 (OH)8, а состав
наиболее распространенного кронштедтита характеризуется формулой
(Fe+2, Fe+3, AlLi0 (Fe2+,'Si2.o) 0ю@Н)8. В гриналитс почти все положения
в октаэдрическом слое заняты железом (преимущественно закисным), а в
тетраэдрическом структурном элементе не проявляется сколько-нибудь
заметного замещения кремния алюминием или окисным железом. Как
в гриналите, так и в кронштедтите октаэдрические положения могут
отчасти заниматься магнием, однако общее количество октаэдрических ионов
меньше шести на формульную единицу, как это имеет место и в формулах
некоторых септоамезитов и септешамозитов. Поэтому промежуточные
формы между диоктаэдрическими и триоктаэдрическими каолипитоподобны-
ми минералами, видимо, не являются необычными, хотя область их
существования может быть ограничена следующими пределами: 5,0 < Y < 6,0
(Youell, 1958).
Порошковые рентгенограммы гриналита и гексагонального шамозита
(и серпентина) сходны; они совершенно не обнаруживают
неупорядоченности или свидетельствуют об очень слабой неупорядоченности в
направлении оси х. У кронштедтита установлен полиморфизм, проявляющийся
в существовании у него модификаций с однослойной, двуслойной и шести-
слойной ромбическими элементарными ячейками, а также с однослойной
моноклинной ячейкой и переменным совершенством структуры. Структуры
с однослойными ячейками сходны с двумя полиморфными модификациями
шамозита, а структура с двуслойной ромбической ячейкой сходна со
структурой амезита.
Гриналит, подобно шамозиту, изменяется при нагревании
(окисляется и дегидратируется) и переходит полностью в окисно-железистую
форму. У кронштедтита окисление закисного железа происходит при 275° С,
а продолжительное нагревание приводит к значительному уменьшению

Септехлориты 197
параметров а и Ъ и увеличению параметра с элементарной ячейки. При
700° С образуется необычная шпинель, в которой позиции, нормально
занимаемые окисным железом, заполняются атомами Si. При температуре
выше 750° С появляется гематит, а при еще более высоких температурах
кристаллизуется кристобалит (Steadman, Youell, 1957). Кристаллы грина-
лита со светопреломлением около 1,67 были получены искусственно при
температурах ниже 470° С; в качестве исходных веществ использовались
ферросилиций и вода. Гриналит приурочен лишь к железистым
формациям хребта Месаби, Миннесота, но кронштедтит в виде бурых или черных
пластинок различных размеров и различной степени совершенства
распространен гораздо шире.
ЛИТЕРАТУРА
В г i n d 1 е у G. W., 1951. The crystal structure ot some chamosite minerals, Mineral.
Mag., 29, 502.
Brindley G. W., Oughton B. M., Youell R. F., 1951. The crystal
structure of amesite and its thermal decomposition, Acta Cryst., 4, 552.
Brindley G.W., Youell R. F., 1953. Ferrous chamosite and ferric chamosite,
Mineral. Mag., 30, 57.
Flaschen S. S., Osborn E. F., 1957. Studies of the system iron oxide-silica-
water at low oxygon partial pressures, Econ. Geol., 52, 923.
G r u n e r J. W., 1936. The structure and chemical composition of greenalite, Am.
Mineral., 21, 449.
G r u n e r J. W., 1944. The kaolinite structure of amesite, and additional data on
chlorites, Am. Mineral., 29, 422.
Hendricks S. В., 1939. Random structures of layer minerals as illustrated by cron-
stodtite, Possible iron content of kaolin, Am. Mineral., 24, 529.
H e у M. H., 1954. A new review of the chlorites, Mineral. Mag., 30, 277.
J о 1 1 i f f e F., 1935. A study of greenalite, Am. Mineral., 20, 405.
Nelson B. W., Roy R., 1958. Synthesis of the chlorites and their structural and
chemical constitution, Am. Mineral., 43, 707.
Orcel J., Henin S., Caillere S., 1949. Sur les silicates phylliteux des
mineral's de fer oolithiques, Comptes Rend. Acad. Sci. Paris, 229, 134.
Oughton В. М., 1957. Order — disorder structures in amesite, Acta Cryst., 10,
692.
R о у 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.
Steadman R., Youell R. F., 1957. Crystallography and thermal
transformations of cronstedtite, Nature, 180, 1066.
Steadman R., Youell R.F., 1958. Mineralogy and crystal structure of
greenalite, Nature, 181, 45.
Steinfink H., Brunton G., 1956. The crystal structure of amesite, Acta Cryst.,
9, 487.
Y о d e r H. S., 1952. The MgO — A12O3 — SiO2 — II2O system and the related meta-
morphic facies, Am. Journ. Sci., Bowen vol., 569.
Youell R. F., 1955. Mineralogy and crystal structure of chamosite, Nature, 176,
560.
Youell R. F., 1958. Isomorphous replacement in the kaolin group of minerals,
Nature, 181, 557.

Серпентины
МОНОКЛИННЫЕ ( —)
Mg3[Si205]@HL
Nm
A
Np
Nm
Ng
— 2V
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Двойникование
Цвет
Элементарная
ячейка

Пространственная группа
Хризотил
1,532 — 1,549
—
1,545—1,556
—
—
—
=•2,55
2,5
Волокна (|| х)
—
Желтый, белый
серый, зеленый;
в шлифах от
бесцветного до
светло-зеленого
Лизардит
1,538—1,554
—
1,546—1,560
—
—
—
=«2,55
2,5
По {001}
совершенная
Зеленый, белый; в
шлифах от
бесцветного до
светло-золеного
У всех разновидностей а =«5,3, 6 =«9,2, с<=*
Z=2
—
Ст.
Антигорит
1,558—1,567
1,565
1,562—1,574
37—61°
Np приблизительно
параллельно z; пл.
о. о. 1 @10)
r>v
2,6
2,5—3,5
По {001}
совершенная
Редко
Зеленый, зеленовато-
голубой, белый; в
шлифах от
бесцветного до
светло-зеленого
7,3 А, р =-= 93 или 90°,
Сто
Разлагаются в кислотах (особенно легко хризотил)
Все основные минералы серпентиновой группы имеют состав,
приблизительно отвечающий формуле H4Mg3Si209, причем в природных
образцах замещение одного из указанных в формуле элементов каким-либо
другим очень невелико. Наиболее хорошо изученный серпентиновый
минерал — хризотил слагает жилки, состоящие из шелковистых
волокон, и представляет собой наиболее важный промышленный тип асбеста.
Прочность на растяжение у хризотил-асбеста выше, чем у волокнистых
амфиболов; однако в тех случаях, когда требуется кислотостойкое и
термически устойчивое волокно, используются амфиболы. Волокна хризотил-
асбеста обычно ориентированы перпендикулярно стенкам жилок (хотя
встречаются и продольно волокнистые разновидности). Длина волокна,

Серпентины 199
как правило, не превышает 1,2—1,3 см, однако может достигать и 15 см.
В структурном отношении все серпентины представляют собой, по
существу, триоктаэдрические аналоги каолинита. Среди серпентинов
существуют три основные полиморфные модификации: хризотил, антигорит
и лизардит *. Свое название серпентин получил в связи с характерным
обликом поверхности многих серпентинитов, напоминающей спину змеи
(serpent). Слово «хризотил» произошло от греческих chrusos, золотой,
и tilos, волокно; антигорит и лизардит получили свои названия от
географических наименований — Антигорио в Италии и Лизард в Корнуэлле.
Для характеристики этой группы сходных минералов в качестве
собирательного термина используется название «серпентин», тогда как породы,
состоящие главным образом из серпентина, называют серпентинитами.
Структура
В настоящее время имеется достаточно доказательств, что все серпен-
тиновые минералы, несмотря на волокнистый характер некоторых из них,
обладают слоистой структурой, сходной со структурой минералов группы
каолинита** (Warren, Hering, 1941; Aruja, 1943; Whittaker, 1953). Одна
из частей серпентинового слоя представляет собой псевдогексагональную
сетку связанных друг с другом тетраэдров SiO4 с приблизительными
параметрами а 5,3, Ъ 9,2А. Все тетраэдры в этом слое обращены в одну сторону
и соединяются с бруситовым слоем, в котором с одной стороны два из
каждых трех гидроксилов заменяются атомами кислорода, представляющими
собой вершины тетраэдров SiO4 (фиг. 42). Расстояние по нормали между
сложными слоями такого типа равно примерно 7,3А. Сопоставление бру-
ситового и тридимитового слоев *** свидетельствует, что соединение этих
двух структурных элементов, вероятно, сопряжено с заметным
несоответствием их размеров. (В гексагональной элементарной ячейке
соответствующие параметры приблизительно оравны: в бруситовом слое 5,4 X 9,ЗА,
а в тридимитовом слое 5,0 X 8,7А). По-видимому, многие
кристаллографические и морфологические особенности серпентиновых минералов
обусловлены различными способами взаимного приспособления двух главных
структурных элементов. Кроме того, в структуре серпентинов, как и в
структурах других слоистых минералов, могут проявляться различные
типы упорядоченного и неупорядоченного наложения слоев, в связи с чем
возникают дополнительные полиморфные модификации. Существует три
способа, посредством которых составляющие слой двумерные сетки
многогранников могут наилучшим образом приспосабливаться друг к другу:
а) одновременно или порознь проявляющаяся замена ионов Si в тетраэдри-
ческом слое более крупными ионами и замена в октаэдрическом слое
ионов Mg более мелкими ионами; б) совместное или раздельное искажение
идеальных мотивов октаэдрической или тетраэдрической сеток, вероятно,
* Вряд ли можно рассматривать их как полиморфные модификации, так как
их различия касаются деформаций решетки и морфологии кристаллов.— Прим. ред.
** Серпентины, однако, отличаются от каолинитовых минералов триоктаэдри-
ческим характером слоев и способом их упаковки в структуре.
*** Тетраэдры в слое тридимитовой структуры в отличие от серпентиновых
тетраэдров попеременно обращены вершинами в противоположные стороны; тем не
менее структура тридимита принимается как основа для вывода параметров свободной
от напряжений тетраэдрической сетки.

200
Породообразующие минералы
сопровождаемое возникновением напряженных конфигураций, которые,
по-видимому, могут уравновешиваться под влиянием сильных межслоевых
А А А
V V V
I I «о
© 2
о 3
х 4
4 5
3@Н)на ячейку —i
ЗМд на ячейку —i
2@),1@Н)на ячейку
\ 2 Si на ячейку —i
F)
ФИГ. 42. Структура серпеитинового слоя.
о — проекция тетраэдрической сетки SI2O6 на горизонтальную плоскость; б — проекция тетра-
эдрический сетки па плоскость, перпендикулярную оси у; в — проекция триоктаэдрической
сетки серпентинового слоя па горизонтальную плоскость; г — проекция серпептинового слоя
на плоскость, перпендикулярную оси у (Zussman, 1954). 1 — атомы кислорода,
принадлежащие обеим сеткам; 2 — ионы (ОН) на нижней поверхности бруситовой сетки; 4 — ионы магния;
5 — ионы кремния.
связей; в) искривление всего сложного слоя с тетраэдрическим
структурным элементом с внутренней стороны поверхности изгиба. У серпентино-
вых минералов могут осуществляться и комбинации всех
вышеперечисленных способов взаимного приспособления сеток слоя.
Результаты многочисленных экспериментов свидетельствуют о
существовании у серпентиновых минералов изогнутых слоистых структур.
При рассмотрении волокон хризотила под электронным микроскопом
часто можно видеть их трубчатый облик (фото 1а, 16), а на рентгеновских
дифракционных картинах хризотила проявляются особенности, которые

ФИГ. 1а. Электронно-микроскопический снимок трубчатых волокон хризотила из
Глоба, Аризона. Увеличение X 40 000 (Nagy, Faust, 1956).
ФИГ. 16. Электронно-микроскопический снимок трубчатых волокон
искусственного хризотила. Увеличение X 21 400 (Noll et al., 1958).

202 Породообразующие минералы
полностью объясняются изгибом слоев. У большинства хризотилов их
основные слои изогнуты вокруг оси х с образованием или полых
концентрических цилиндров, или стержнеобразных кристаллов, вытянутых
параллельно оси х. В таких случаях несоответствие размеров структурных
элементов слоя в направлении оси волокна частично может облегчаться
искажениями структуры, происходящими при изгибе. Хотя направление оси
у хризотила следует по кривой, Уиттакер (Whittaker, 1953), используя
данные рентгенограмм волокна хризотила, получил проекцию структуры
этого минерала на радиальную плоскость, соответствующую проекции
плоскослойной структуры на плоскость @10). Проекция электронной
плотности подтверждает каолинитовый тип слоя. Рентгеновские снимки
волокон указывают, что элементарная ячейка хризотила охватывает два
слоя, а также свидетельствуют о существовании двух разных типов
взаимного расположения слоев с р ~ 93° и р = 90°, которые соответственно
характерны для клинохризотила и ортохризотила. Ортохризотил имеет
ромбическую симметрию (если пренебречь искривлением структуры), а его
элементарная ячейка является двуслойной. Последнее обстоятельство
обусловлено тем, что в последовательных слоях два типа положений
занимаются попеременно то ионами Mg, то ионами (ОН), и наоборот, а также
смещением чередующихся слоев попеременно в направлениях -\-х и —х.
В клинохризотиле последовательные слои смещены в одну сторону и
имеют одну и ту же конфигурацию ионов Mg — ОН, однако чередующиеся
слои смещены на различные величины и имеют незначительные различия
в положениях атомов, и в этом случае приводящие к двуслойной
элементарной ячейке. Хотя взаимное расположение слоев относительно
трансляций в направлении х является упорядоченным, взаимное расположение
слоев в направлении у характеризуется полным трансляционным
беспорядком. Поэтому фактически атомы, располагающиеся в основаниях
слоев, приурочены не к строго локализованным углублениям нижележащих
слоев, а к впадинам вдоль дуг конечной длины.
Кроме ортохризотила и клинохризотила, существует третья
разновидность это*го минерала, названная парахризотилом, в которой осью
изгиба служит направление у, а не х (Whittaker, 1956c).
Та часть серпентиновой породы, которая слагает связующую массу
жилок хризотил-асбеста, представлена лизардитом. Лизардит очень тонко-
зернист, но под электронным микроскопом видно, что его кристаллики
имеют пластинчатую форму. Весьма вероятно, что незначительные
размеры кристаллов этой разновидности определяются напряжениями,
возникающими в процессе взаимного приспособления структурных элементов
слоя и ограничивающими рост кристаллических индивидов. Согласно
порошковым рентгенограммам, лизардит имеет однослойную
гексагональную (Р = 90°) элементарную ячейку, однако детали его структуры не
установлены. Повторяемость в этой структуре с периодом в один слой может
•быть нестрогой из-за беспорядочного чередования слоев с двумя
альтернативными типами конфигурации групп (Mg, ОН). Некоторые волокнистые
и массивные серпентины имеют шестислойную гексагональную
элементарную ячейку (Zussman, Brindley, 1957), и можно полагать, что
существуют и другие типы взаимного расположения слоев. Искусственный
серпентин, в котором весь кремнезем замещен германием, имеет
кристаллы пластинчатой формы и шестислойную гексагональную элементарную
ячейку. Это наиболее яркий пример уменьшения несоответствия размеров
сеток слоя благодаря ионным замещениям. В обоих отмеченных выше
случаях шестислойной ячейки структура приближенно характеризуется дву-

Серпентины
203
слойной элементарной ячейкой, однако Гиллери (Gillery, 1959) указывает
на существование некоторых искусственных серпентинов и септехлоритов
с шестислойной элементарной ячейкой, которые приближенно можно
описать и с помощью трехслойной ячейки.
Другой структурно отличный серпентиновый минерал — антигорит.
Размеры Ъ и межплоскостные расстояния @01) у образцов антигорита
близки к соответствующим величинам хризотила и лизардита, однако
они обладают большим параметром а элементарной ячейки; в большинстве
•ФИГ. 43. Структура антигорита в проекции на плоскость, перпендикулярную оси у.
Изогнутые слои (радиус кривизны 75А) меняют свою полярность в положениях РР', RR'
и вблизи QQ' (Kunze, 1956).
случаев его величина близка к 40А. При рентгеновском изучении методом
монокристалла одного из образцов антигорита были установлены
параметры а 43,5А и р 91,4°, а также однослойность ячейки (Aruja, 1945). Судя
по дифракционным картинам, псевдоячейка антигорита имеет параметр
а ~ 5,3А; таким образом, структуру антигорита можно представить как
результат регулярного искажения формы идеальных серпентиновых
слоев. Большую величину параметра а можно объяснить изгибом
серпентиновых слоев вокруг оси у с образованием параллельных этой оси
волнообразных изгибов, чередующихся с периодом а. При рентгеноструктур-
ном исследовании (Kunze, 1956, 1958) у антигорита установлена
структура, в которой серпентиновые слои волнообразно изгибаются таким
■образом, что на каждой линии перегиба полярность слоев меняется на
противоположную. Картины дифракции электронов от монокристаллов
антигорита обнаруживают целую совокупность значений параметра а;
экспериментально былиотмечены величины а~33, 35, 38, 40, 43А (Zussmanet al.,
1957). Кроме того, у разновидности, получившей название «ю-йен-стоун»,
наблюдалось значение а аи 100А, ао у другой волокнистой разновидности
антигорита параметр а был ~ 18,5А. По-видимому, параметр а принимает
значения, приблизительно разделяемые интервалами, кратными 5,3/2А.
В волокнистом антигорите, иногда называемом пикролитом, ось у всегда
параллельна оси волокна в отличие от большинства хризотилов, в которых
ось волокна совпадает с осью х. Характерные особенности различных
структур серпентинов сведены в табл. 28. Никелевые аналоги серпентинов
имеют примерно такие же параметры (d0Qi = 7,35А для Ni —
Si-разновидностей и 7,49А для Ni — Ge-разновидностей), тогда как у
алюминиевого серпентина d00L ~ 7,1 А.

204
Породообразующие минералы
Детальная информация о природе волокон хризотила получена по
данным рентгенограмм, заснятых в областях малых и больших углов
рассеяния, по картинам дифракции электронов и многочисленным электронно-
микроскопическим снимкам. Волокна хризотила могут иметь различные
диаметры, но наиболее часто встречаются волокна с внутренним
диаметром ИОЛ, впешним диаметром 260Л и с толщиной стенок трубрк в десять
слоев. Ненапряженный слой имеет радиус кривизны около 88А. Эти
цифры, полученные по данным широкоугловых рентгенограмм (Whittaker,
1957), согласуются с данными рассеяния в области малых углов (Fanku-
chen, Schneider, 1944; Jagodzinski, Kunze, 1954), а также с наблюдениями
под электронным микроскопом (Noll el al., 1958, и др.). Уиттакер (Whit-
laker, 1955) классифицировал и описал различные возможные
цилиндрические решетки. Это решетки из концентрических замкнутых цилиндров,
Таблица 28
ПАРАМЕТРЫ ЭЛЕМЕНТАРНОЙ ЯЧЕЙКИ СКРПЕНТИНОВЫХ МИНЕРАЛОВ
а (к)
Ь(к)
с (А)
Количество слоев
в ячейке
Ось
волокнистости
Хризотил
(Whittaker, 19ЬВ а, Ь, с)
клино-
5,34
9,25
14,65
93°16'
2
X
орто- | пара-
5,34
9,2
14,63
90°
2
X
5,3
9,24
14,7
90°
2
У
Лизардит
CWhitla-
ker,
Zussman,
1956)
5,31
9,20
7,31
90 °
1
6-слойный ортоге-
ксагопальный
серпентин (Zussman, Bri-
nrtley, 1957)
Mg-Si
5,322
9,219
43,59
90°
6
X (у

ЛОКНИСТОГО)
Mg-ee
5,436
9,415
44,66
90°
6
Аитигорит
(Kunze,
1У56)
43,3
9,23
7,27
91,6°
1
у (у волок
нистого)
из спирально свернутых слоев или слоев, характеризуемых
расположением сходных атомов по винтовой линии. Изучение естественных
хризотилов дифракционными методами свидетельствует в одних случаях о
существовании у них концентрических цилиндров, а в других — о винтовом
расположении; иногда имеющиеся данные позволяют предполагать
наличие расщепленных вдоль образующих фрагментов цилиндрических
поверхностей. Вероятно, у хризотила проявляются многие различные
конфигурации цилиндрических решеток.
Структурные соотношения между серпентином и продуктом его
разложения при нагревании — оливином изучались рядом исследователей.
Оливин, образующийся за счет хризотила при нагревании, обладает
заметной унаследованной ориентировкой. Направления [010] или [013]
элементарной ячейки * оливина располагаются параллельно оси волокна
хризотила [100] (Epprecht, Brandenburger, 1946; Hey, Bannister, 1948);
были установлены и другие типы ориентировки (Aruja, 1943; Wondra-
tschek, 1956). Оливин, образующийся при нагревании лизардита и
волокнистого антигорита, имел несколько унаследованных кристаллографических
направлений; кроме отмеченного выше типа ориентировки, оси [ООП
* Форстерит относится к ромбической сингонии и имеет следующие параметры
элементарной ячейки: а 4,755, Ь 10,21, с 5,985 А.

Серпентины 205
или [011] оливина были в этом случае параллельны оси [010] серпентина,
а направление [100] оливина совпадало с осью z серпентина (Brindley,
Zussman, 1957). Помимо простых пространственных соотношений, при
переходе серпентина в оливин отмечаются также простые соотношения
параметров элементарных ячеек: 2асерп — ЬОПИВ и 2&серп ~ Зсолив. Таким
образом, в этом случае механизм превращения относительно прост и сходен
с механизмом, описанным для хлоритов (Brindley, АН, 1950). При
рентгеновском изучении этого перехода на различных промежуточных его
стадиях была установлена зависимость хода процесса от характера
элементарной ячейки исходного серпентина — однослойной или двуслойной.
Двуслойные серпентины ведут себя при нагревании так же, как и двуслойный
•силикат алюминия — диккит, образуя промежуточный продукт,
структура которого характеризуется мслшлоскостным расстоянием 14,5А; это
соединение очень мало изменяется при дальнейшем нагревании. В
результате же нагревания однослойных серпентинов возникает промежуточный
продукт с межплоскостным расстоянием, постепенно уменьшающимся
от 14 до примерно 10 А. Установлены также признаки крупной ячейки,
существующей во время перехода и представляющей собой наименьшую
кратную ячеек серпентина и оливина. Такую ячейку можно назвать
«переходной»; по отношению к ней весь процесс реорганизации вещества
описывается во многом таким же образом, как весь кристалл описывается
через ого элементарную ячейку.
В литературе описапы ориентированные сростки хризотила с
другими серпентинами и кальцитом (Wondratschek, 1957) и бруситом.
Химизм
Химизм минералов группы серпентина в целом относительно прост,
•гак как в большинстве случаев состав природных минералов мало
отличается от идеальной формулы H1Mg3Si>()9. В серпентине кремний может
замещаться алюминием, а магний — алюминием, закисным и окисным
железом. Никель может выполнять функции магния, о чем говорит
возможность получения искусственных чисто никелевых серпентинов, а
также существование гарньерита — природного никелевого серпентина.
В большинстве случаев, однако, содержание никеля в магнезиальных
серпентинах невелико (в среднем около 0,25%). В небольших количествах
встречаются хром, медь и платина. Как известно, существуют минералы
со слоистой триоктаэдрической структурой каолинитового типа,
характеризующиеся очень высоким содержанием железа (например, гриналит
и нехлоритовая структурная разновидность шамозита, см. стр. 191),
однако в серпентинах замещение магния железом проявляется в пезна-
чительной степени. Когда серпентиповые минералы образуются за счет
перидотитов, то большая часть железа, присутствовавшего в материнских
оливинах или пироксенах, не входит в структуру серпентина, а выделяется
в форме магнетита или гематита.
Соотношения химических составов различных минералов группы
серпентина— хризотила, лизардита и антигорита—окончательно не
установлены. Предполагается, что разновидности серпентина представляют
собой чисто полиморфные модификации одинакового химического состава,
в связи с чем их существование связывается с различными физическими
условиями устойчивости структур. Продукты синтеза серпентина пред-

Таблица 29
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ СЕРПЕНТИНА
Хризотилы
SiO2
тю2
А12О3
Fe2O3
Сг2О3
FeO
NiO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
so3
co2
H2O+
н2о-
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
i
41,80
0,05
0,11
0,68
0,003
0,05
0,00
0,04
42,82
0,10
0,03
0,01
0,09
0,01
14,04
0,28
100,11
—
—
—
2
41,97
—
0,10
0,38
—
1,57
—
—
42,50
—
—
0,08
_
—
13,56
-
100,26
1,549
—
1,556
—
2,56
3
41,83
0,02
0,30
1,29
—
0,08
—
0,04
41,39
СЛ.
—
—
—
—
13,66
1,57
100,18
—
—
—
4
42,02
0,00
0,52
0,19
-
0,11
—
0,03
41,44
0,00
—
—
—
—
14,04
1,64
99,99
—
1,540
—
Лизардиты
5
41,80
0,10
0,19
0,93
0,003
0,06
0,00
0,04
42,67
0,19
0,02
0,01
0,08
0,04
13,88
0,24
100,25
—
—
—
6
41,25
0,02
0,54
1,32
—
0,09
0,07
41,84
0,02
—
—
—
13,68
0,97
99,80
—
—
7
44,29
0,03
2,18
0,50
—
—
—
—
40,43
0,03
—
—
—
—
12,42
—
99,88
1,545
1,545
1,555
2°
2,55

Количества ионов в пересчете на 9 (О, ОН)
Si
А1
Fe+з
Al
Fe+з
Сг
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
(H4)
1,921 -,
— 5- 1,92
_ J
0,006
0,024
0,001
0,001
2,937
0,005
0,001
4,00
0,079
2,98»
1,943 -.
0,001 } 1,96
0,014 J
0,061
2,932
0,004 i
4,188
3,00
1,950 -,
— }■ 1,95
_ J
0,016
0,045
0,003
0,001
2,877
— J
4,248
2,94
1,954
0,026
0,001
0,004
0,001 J- 2,
2,871
- J
4,352
1,926 -.
0,010 }■ 1,97
0,032 J
0,002
0,002
2,930
0,008
0,002
4,00
0,066
2,956
1,924 -,
0,030 } 1,95
_ J
0,046
0,004
0,002
2,904
0,001
4,250
2,96
2,004 i
— } 2,00
_ J
0,117 1
0,018
2,738
0,002
— j
3,87
2,88B
1. Поперечно-волокнистый хризотил-асбест, Эбаутвилл, Нью-Йорк (Kalousek, Muttart, 1957). Аналитик У. И. Смит.
2. Волокнистый хризотил-асбест, район Дэнвилл, Квебек, Канада, (Pundsack, 1955a). Аналитики Т. Сопочи и Р. Уилли. (Кроме того, в
анализе 0,10 других окислов.)
3. Поперечно-волокнистый хризотил-асбест (из проявления в метаморфизовашшх карбонатных породах), Трансвааль (Brindley, Zussman, 19 57).
Аналитик У. А. Дир.
4- Хризотил, месторождение асбеста, округ Гила, Аризона (Nagy, Faust, 19 56). Аналитик Дж. Дж. Фейхи.
5. Лизардит из серпентинитовой основной массы, вмещающей жилу хризотил-асбеста, представленного в настоящей таблице апал. 1,
Эбаутвилл, Нью-Йорк (Kalousek, Muttart, 1957). Аналитик У. И. Смит.
6. Лизардит из серпентинитовой основной массы, вмещающей жилу хризотил-асбеста, представленного в настоящей таблице анал. 3,
Трансвааль (неопубликованные данные). Аналитик У. А. Дир.
7. Лизардит (белый серпентин), Кеннак-Ков, Лизард, Корнуэлл (Midgley 1951, "Whittaker, Zussman, 1956). Аналитик Л. Дж. Ларнер Второй
анализ этого образца произведен У. А. Диром. Здесь приведено среднее значение из двух анализов, причем формула вычислялась с
использованием объема элементарной ячейки и удельного веса.
а В том числе Т1 0,003.
6 В том числе Ti 0,004.
в В том числе Ti 0,001-

Таблица 29 (продолжение)
Антигориты
А1-серпентин
9
43,45
0,02
0,81
0,88
Не опр.
0,69
Не опр.
0,00
41,90
0,04
0,05
0,02
12,29
0,04
10
44,70
0,00
0,50
0,07
—
0,29
—
—
42,05
0,12
—
—
12,43
0,06
11
12
Ni-серпентин
SiO2
TiO2
А12О3
Гс2О3
Сг2О3
FeO
NiO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
SO3
GO2
H2O+
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
43,60
0,01
1,03
0,90
0,02
0,81
0,16
0,04
41,00
0,05
0,01
0,03
12,18
0,08
1,5615
1,5660
1,5670
47V2°
2,607
44,50
0,00
1,41
0,00
0,06
0,35
0,095
0,00
41,56
0,02
0,00
0,00
12,36
0,00
42,54
5,68
1,06
0,74
35,57
0,13
13,26
0,38
41.00
0
3
0
15
22
0
,22
|28
,40
,56
,86
,30
9,74
6,22

Количества иопов в пересчете на 9 (О, ОН)
Si
А1
Fo+з
Al
Fe+з
Сг
Fe+2
Ni
Mn
Mg
Ca
Na
К
(OH)
2,028
0,057 ■
0,032
—
0,032
0,006
0,002
2,863
0,003
0,001
0,001
3,807
Ъ 2,03
■ 3,00
2,022
— } 2,02
_ J
0,044 ■
0,030
—
0,027
2,905
0,002
0,004
— .
3,814
• 3,01
2,060
0,024 "i
0,024
—
0,011
—
2,886
—
—
— ,
3,818
• 2,06
■ 2,95
2,055
0,069 •
—
0,001
0,014
0,003
2,859
0,001
—
3,806
- 2,06
■ 2,95
1,970
— J- 2,00
_ J
0,280 ■
0,037
—
0,029
—
2,246
0,006
—
—
4,098
2,60
2,225
- } 2,23
0,013 ■
0,134
0,018
0,678
1,849
0,017
—
3,528
2,71
9.
10.
11.
12.
13.
Антигорит, окрестности Каракаса, Венесуэла (Hess et al., 1962). Аналитик Л. К. Пекк.
Антигорит, Кропп-Ривер, Миконнуи, Новая Зеландия (Zussman, 1954). Аналитик Р. А. Хауи.
Антигорит (ю-йеи-стоун), Пей-ва-ку и Ляо-йе-линд, провинция Ляонин, северо-восток Китая (Nagy, Faust; 1956). Аналитик Дж. Дш. Фейхи.
Антигорит, карьеры Стсйт-Лайн, рудник Лоус, Рок-Спрингс, округ Сесил, Мэриленд, США (Nagy, Faust, 1956). Аналитик Дш. Дж. Фейхи.
Алюминиевый хризотил, ущелье Контакт, бассейн реки Маркопидж, Северный Кавказ (Сердюченко, 1945).
Никелевый серпентин из гидротермальной жилы в дуните, Уэбстер, Северная Каролина, США (Ross et al., 1928). Аналитик Ф. А. Гонье.
Купце (Kunze, 1956) приводит Ng 1,568, —2V 37°.

210 Породообразующие минералы
ставляют собой или очень мелкие волокна хризотила или вообще не
поддаются более точному определению, за исключением их принадлежности
к группе серпентина, в связи с чем поля устойчивости этих
разновидностей серпентина до сих пор не установлены. Если разновидности
серпентина действительно не различаются по химическому составу, то можно
предполагать, что образованию той или иной из них в природе
благоприятствуют некоторые специфические условия. Например, возможно, что
волокна хризотила легче возникают в обстановке бокового сжатия или
продольного растяжения. Вероятно также и то, что каждая из трех
разновидностей несколько отличается от других по химическому составу. Тогда
можно предполагать, что пластинчатые серпентины содержат больше
трехвалентных ионов (особенно А1), чем хризотил, так как вхождение
в структуру серпентина этих ионов уменьшает масштабы необходимой
взаимной приспособляемости слоистых структурных элементов решетки.
Это положение экспериментально подтверждается синтезом серпентинов
с изоморфными замещениями в их составе. Так, серпентины с
ощутимыми количествами А1, замещающего Si и Mg, или Ge, замещающего Si,
имеют кристаллы пластинчатой формы, тогда как обычные серпентины
дают волокнистые выделения. Эту идею (и вытекающее из нее обратное
положение) следует очень осторожно применять к природным объектам,
так как антигорит, дающий пластинчатые кристаллы, тем не менее, по
данным рентгеноструктурных исследований, обладает искривленной
слоистой структурой и, следовательно, не нуждается в высоком содержании
А1. По данным химических анализов антигорит не характеризуется
повышенным содержанием алюминия; и в действительности, в некоторых
образцах антигорита (например, анал. 10, табл. 29) А1 меньше, чем в лизардите
и хризотиле. У лизардита, однако, не установлено никаких признаков
трубчатой или гофрированной структуры, так что и у него как будто не
исключена возможность повышенного содержания А1. Но опять-таки
химические анализы не подтверждают этих предположений, и некоторые
лизардиты (обычно основная связующая масса жил хризотил-асбеста)
содержат столь же мало алюминия, как и сам хризотил (ср. анал. 5 и 1,
а также 6 и 3, табл. 29). В этих образцах величина кристаллов
чрезвычайно мала; возможно, что напряжения, возникающие вследствие
несоответствия размеров структурных элементов слоев, терпимы лишь в очень
малых участках структуры. В связи с этим примечательно, что в одном
образце лизардита с относительно крупными пластинчатыми
кристаллами (табл. 29, анал. 7) содержание А1 заметно выше, чем в других
хризотилах и лизардитах. Выявление небольших, но постоянных различий в
химическом составе серпентинов довольно затруднительно, так как в них часто
присутствуют примеси, представленные очень тонкозернистым
материалом. Поэтому более высокое содержание трехвалентного железа в
серпентинах основной массы, включающей хризотиловые жилки, может быть,
например, связано с повышенным количеством неотделимых примесей *.
Специфическая особенность химического состава антигорита, видимо,
заключается в несколько более высоком отношении Si : Mg, чем для
идеального состава серпентинов. Это вполне закономерно, если исходить
из модели структуры с гофрированными слоями. В противоположность
* На пластинчатый или волокнистый характер серпентиновых минералов может
оказать влияние история образования минерала. Так, серпентин, образующий
псевдоморфозы по слюде (сунгулит), наследует пластинчатый характер материнской
слюды.— Прим. ред.

•Серпентины • ■ 11
этому в ряде анализов хризотила (Kalousek, Muttart, 1957) при пересчете
на основе 9 (О,ОН) обнаруживается дефицит Si по сравнению с двумя
атомами на формульную единицу в идеальном составе серпентина, а также
некоторый избыток ионов водорода (сверх требуемых идеальной
формулой четырех атомов), который точно балансируется дефицитом кремния.
(Подобным способом были, в частности, распределены ионы анал. 1,
табл. 29.) Эти факты позволяют предполагать некоторое замещение
атомов кислорода ионами (ОН) в сетке тетраэдров, вероятно,
осуществляющееся по типу, описанному Мак-Коннеллом (McConnell, 1954) применительно
к серпентинам и различным другим минералам. Такой же дефицит ионов
Si обнаруживается ив материале серпентиновойсвязующей массы, однако
в этом случае отсутствует избыток водорода и не достигается столь точной
сбалансированности в составе (см. табл. 29, анал. 5). Нет хорошей
сбалансированности и в анализах нескольких других образцов хризотила.
При пересчетах анализов чистого хризотила на количества ионов,
эквивалентных 9 (О,ОН), обращают на себя внимание несколько меньшие
количества ионов в тетраэдрических и октаэдрических положениях по
сравнению с их идеальными значениями (соответственно 2 и 3). Такая же
особенность наблюдается у лизардитов, за исключением грубозернистого
образца (табл. 29, анал. 7), где дефицитна лишь сумма ионов в
октаэдрических положениях. Эти колебания состава явно отличаются от
колебаний, проявляющихся у антигоритов, у которых при пересчетах возникают
повышенные количества катионов в тетраэдрических положениях. Для
пересчетов анализов антигоритов на количества ионов, эквивалентных
двум тетраэдрическим катионам на ячейку, особенно показателен дефицит
катионов в октаэдрических положениях, а также дефицит анионов,
причем обе эти особенности состава антигоритов увязываются с известными
деталями их кристаллической структуры. Этот вывод согласуется с
заключением, вытекающим из непосредственной оценки содержаний химических
элементов в элементарной ячейке (Zussman, 1954). При аналогичном
пересчете формул хризотила и лизардита на основе двух тетраэдрических
катионов на ячейку обнаруживается избыток анионов. Этот факт вместе с выяв^
ленным избытком водорода наталкивает на мысль о возможности
противоположной (по отношению к антигориту) интерпретации химического
состава хризотила и лизардита, что опять-таки находится в соответствии
с известными данными по атомной структуре этих минералов. Избыток
ионов (ОН) и замещение этими ионами атомов кислорода, вероятнее всего,
осуществляются на ребрах серпентиновых слоев, и если частицы
минерала достаточно малы, то эти дополнительные анионы могут появиться
в количествах, выявляемых химическим анализом. Так, для
бесконечных лент избыток анионов на ребрах можно было бы установить
экспериментально при условии, что ширина лент была бы порядка 100 А.
Существование подобных лент иногда приходится предполагать как единственно
возможное объяснение результатов рентгеновских и
электронно-микроскопических данных и определений удельного веса некоторых образцов
хризотила (см. стр. 216). При изучении лизардита это предположение
находит меньшее подтверждение. Избыточные анионы должны здесь
определяться экспериментально на ребрах мелких частичек, средний размер
которых равен примерно 150 А. Как известно, размер частиц массивного
лизардита очень мал, и хотя отдельные частицы указанной выше
величины видны под электронным микроскопом, средние размеры частиц
примерно в пять раз больше. Важно, однако, отметить, что в грубозернистом
лизардите отсутствует избыток анионов или водорода (табл. 29, анал. 7).
14*

212 Породообразующие минералы
В табл. 29 приведены химические анализы и количества ионов нескольких
образцов серпентиной каждой структурной модификации. Абсолютные
количества ионов в элементарной ячейке можно установить лишь в тех
случаях, когда известны объем элементарной ячейки и удельный вес,
но даже при соблюдении этого условия вопрос о распределении ионов по
различным структурным положениям часто бывает спорным. Отдать
предпочтение какому-либо варианту можно лишь при наличии
дополнительных структурных, химических и физических данных. Избыток
водорода (в некоторых случаях) можно удовлетворительно объяснить
присутствием его атомов, связанных с кислородом в виде прочно
адсорбированной воды. После изучения ряда надежных химических анализов
различных серпентиновых минералов Бейтс (Bates, 1959) пришел к выводу, что
«количество водорода — наиболее важное различие между пластинчатыми
и трубчатыми разновидностями». Бейтс для изучения минералов групп
серпентина, септехлорита и каолинита применил методику
количественных измерений величины несоответствия между компонентами слоя,
которая выводится из изоморфных замещений катионов.
Анал. 12 отражает состав глиноземистого серпентина, в котором
небольшое число ионов в октаэдрических положениях, видимо,
свидетельствует о структуре, промежуточной между диоктаэдрическим и триокта-
эдрическим типами. Ряд описанных образцов гарньерита, никелевого
гимнита или гентита в действительности представляют собой смеси
серпентина с другими водными силикатами (Ресога et al., 1949). Анал. 13
отражает состав никелевого силиката с формулой, близкой к формуле
серпентина, в котором магний замещается никелем.
Экспериментальные исследования. При нагревании серпентинов на
воздухе при температуре около 600° С образуется оливин. В большинстве
случаев оливин при этом появляется еще до полного разрушения
структуры серпентина. Температура разложения антигорита несколько выше, чем
у других разновидностей серпентина. Образование оливина за счет
серпентина, по-видимому, происходит по следующей реакции:
2Mg3Si206@HL -»- 3Mg2SiO4 + SiO2 + 4H2O.
Серпентин Форстерит
SiO2 присутствует в продукте разложения серпентина в виде
аморфного кремнезема (Vermaas, 1953). Кристаллографические соотношения,
имеющие место при переходе серпентина в оливин, были рассмотрены
в предыдущем разделе. В процессе ранних экспериментов по разложению
серпентина при нагревании отмечалось образование энстатита при
относительно низкой температуре (СаШёге, 1936), однако эти данные не
подтвердились более поздними исследованиями (Hargreaves, Taylor, 1946).
Дифференциальные кривые нагревания получены для многих
серпентинов. Они несколько различны в связи с разной величиной зернистости
исследуемого материала, а также различиями в условиях эксперимента,
однако во всех случаях антигоритовый эндотермический пик приходится
на интервал температур 750—780° С, тогда как эндотермическая реакция
у хризотила и лизардита имеет место между 680 и 750° С. Этот
эндотермический пик соответствует выделению из серпентина «структурной» воды,
а следующий непосредственно за ним экзотермический пик связан с
образованием оливина. Экзотермический пик при 800—820° С весьма
различен по величине, а в некоторых случаях вовсе отсутствует. Возможно, что

Серпентины 213
процесс дегидратации так быстро сменяется образованием оливина, что
экзотермический пик перекрывается эндотермическим и уменьшается
из-за эндоэффекта. У некоторых серпентинов наблюдается слабый широкий
пик при низких температурах, связанный с выделением воды,
удерживаемой на поверхности частиц тонкозернистого материала. В процессе
химического анализа хризотила часть этой воды можно ошибочно отнести
к Н2О+, так как для полного ее удаления необходимо продолжительное
нагревание при 110° G.
Изучение химизма коллоидальных и поверхностных явлений в
хризотиле (Pundsack, 1955a) показало, что он ведет себя подобно слоям бру-
сита на субстрате из кремнезема: 0,5%-ная суспензия хризотила в воде
имеет рН 10,33, тогда как у брусита рН 10,37. В кислых растворах частицы
хризотила приобретают положительный заряд, а в щелочных растворах
или в дистиллированной свободной от СО2 воде они заряжаются
отрицательно. В связи с этим становится понятным, почему разложение «бруси-
тового» слоя хризотила возрастает в кислых и уменьшается в щелочных
растворах. В то время как хризотил легко разлагается в кислотах, анти-
горит обладает большей устойчивостью. После часовой обработки
хризотила 1н. НС1 при температуре 100° С рентгеновские базальные рефлексы
у него становятся неразличимы, тогда как антигорит после такой же
обработки совершенно не изменяется (Nagy, Bates, 1952). Структурализар-
дита при таком испытании также не разрушается, однако она не
выдерживает воздействия более крепких кислот, в то время как антигорит и в этом
последнем случае остается неизменным. Рентгеновские данные по
устойчивости в отношении воздействия кислот можно использовать для опреде-
ленрщ относительного содержания хризотила и антигорита в их смесях
(Nagy, Faust, 1956) при условии, что лизардит в испытуемом материале
отсутствует (Whittaker, Zussman, 1958). Экспериментальное изучение
системы MgO — SiC>2— Н2О (Bowen, Tuttle, 1949) показало, что серпентин
можно получить при температуре ниже 500° С и давлении от 2000 до
40 000 фунт/кв. дюйм (от 140 до 2800 кг/см2) *. В гидротермальной
обстановке при температуре выше 500° С серпентин разлагается на форстерит,
тальк и пар (см. фиг. 29). Без введения каких-либо других реагентов, кроме
воды, серпентинизация оливина осуществляется лишь при температуре
ниже 400° С (серпентин + брусит ^ форстерит + пар), а
железосодержащие оливины серпентинизируются при еще более низких температурах,
причем этот процесс сопровождается образованием магнетита или
гематита. При описанном выше синтезе серпентина и в других экспериментах
(например, Noll, 1944) всегда возникали очень мелкие волокна хризотила,
и все попытки вырастить более крупные волокна не увенчались успехом.
В некоторых случаях кристаллизовались мелкие чешуйчатые зерна
серпентина (Brandenburger et al., 1947; использовались Na2Si03 и MgCl2),
однако ни разу не удалось установить получение лизардита или
антигорита. При использовании в качестве реагента NiCl2 был получен
волокнистый никелевый серпентин — гарньерит (Noll, Kircher, 1952). При
введении А12О3 в систему MgO — SiO2 — Н2О (Yoder, 1952) до температуры
520°С устойчив пластинчатый алюминиевый серпентиновый минерал
состава 5MgO- Al2O3-3SiO2. Выше 520° С этот минерал переходит в
равновесных условиях в клинохлор.
* Кривые моновариантных равновесий, отличающиеся от приведенных на
фиг. 29, были получены для системы MgO — SiO2 — Н2О Беннингтоном (Benning-
ton, 1956), который использовал при их построении термодинамические данные.

214 Породообразующие минералы
В серии экспериментов, проведенных методом гидротермального
синтеза, по определению влияния изоморфных замещений на форму
кристаллов серпентинов Рой и Рой (Roy, Roy, 1954) получили многочисленные
продукты, обладающие «триоктаэдрической каолинитовой» структурой.
Нельсон и Рой (Nelson, Roy, 1958) предложили называть вещества
с подобной структурой септехлоритами (см. стр. 191). Этот термин
относится к собственно серпентинам и к серпентинам, в которых основные
компоненты замещены другими ионами, а также к амезиту; «септешамозит»,
например,— структурный аналог соответствующего железистого
минерала. Эти термины можно считать пригодными, поскольку рассматриваемые
вещества по своему химизму ближе к хлоритам, чем к минераламогруппы
каолинита; их можно считать полиморфными разновидностями с 7
А-структурой в отличие от истинных хлоритов (с межплоскостным расстоянием
14 А). Из исходной смеси окислов 3MgO • 2SiO2 получены трубчатые волокна
хризотила с верхним пределом устойчивости 490° С. Из исходного
материала состава 3MgO-2GeO2 были получены гексагональные пластинчатые
кристаллы, для которых впоследствии была установлена шестислойная
гексагональная элементарная ячейка (Zussman, Brindley, 1957). При
замене магния никелем CNiO-2SiO2) образуются пластинчатые и
трубчатые частицы, причем введение в шихту NaCl благоприятствует
кристаллизации трубок. Искусственный никелево-германиевый серпентин
кристаллизуется в пластинках, а трубчатые кристаллы у него не возникают даже
в присутствии NaCl; это свидетельствует, что главным фактором,
регулирующим этот процесс, является размер ионов основных элементов,
входящих в состав минерала, хотя ионы-примеси и оказывают некоторое
влияние на форму кристаллов серпентина. Температура кристаллизации
заметно не влияет на форму образующихся кристаллов, однако
медленная кристаллизация в присутствии NaCl благоприятна для образования
трубок. При замене магния в исходной шихте марганцем, цинком или
кобальтом серпентины не кристаллизовались. При замене магния
алюминием возникали пластинчатые кристаллы алюминиевого серпентина, в
которых А1 входит как в откаэдрические, так и в тетраэдрические слои (Roy,
1952). Состав 5MgO-Al2Oy3SiO2 при 600° С давал хорошо образованные
пластинчатые кристаллы; присутствие в исходной шихте всего лишь
1 мол.% алюминия вызывало тенденцию к кристаллизации таблитчатых
кристаллов. При некотором увеличении количества алюминия до состава
амезита, 4MgO-2Al2O3-2SiO2, в продуктах кристаллизации уменьшалось
базальное межплоскостное расстояние. В опытах по синтезу серпентинов
были также испробованы шихты со следующими сочетаниями элементов:
Мп — Gc, Ga — Go, Ga — Si, Cr — Si и Fe+3— Si, однако серпентиновых
минералов при этом получить но удалось. Рой и Рой определили верхние
пределы устойчивости нескольких искусственных серпентинов:
Mg—Si 490° С, Mg—Ge 520° С, Ni—Si 530° С, Ni—Ge 360° С.
Новейшие исследования по синтезу магнезиально-глиноземистых
серпентинов и хлоритов с использованием в качестве исходного материала гелей
(Gillery, 1959) показали следующее. Из состава с содержанием А1 более
0,50 на формульную единицу @,25 [А1]6 и 0,25 [А1]4) кристаллизовался
хлорит при температуре выше 500° С. При температурах ниже 500° С были
синтезированы септехлориты всех составов от Mg3Si205 (OHL
(серпентин) до (Mg2Al) (SiAl) О5 (ОНL. В структурах серпентинов — септехло-
ритов были выявлены три полиморфные модификации. При
незначительном содержании А1 возникали волокнистые формы, сходные с природным

Серпентины 215
хризотилом. |При высоком содержании А1 кристаллизовались
пластинчатые кристаллы; одни из них имели однослойную гексагональную ячейку,
тогда как другие — такую же шестислойную ячейку. При самом высоком
содержании А1 кристаллизовались септехлориты преимущественно с ше-
стислойной структурой.
Оптические и физические свойства
Присущая серпентинам тонкозернистая природа делает, как правило,
невозможным полное изучение оптических свойств; исключение
представляют лишь некоторые образцы. У кристаллов антигорита можно
определить все три показателя преломления, угол оптических осей и оптическую
ориентировку. Все зерна антигорита имеют форму пластинок,
параллельных @01), а многие из них обладают прямоугольными очертаниями,
обусловленными проявлением спайности по @10) и A00). Удлинение антигорита
иногда параллельно у, а иногда х, плоскость оптических осей
перпендикулярна @10), а острая биссектриса почти перпендикулярна @01).
Величина угла оптических осей колеблется от 37 до 61°, и кристаллы имеют
оптически отрицательный характер. Иногда у антигоритов проявляются
простые двойники и тройники, повернутые относительно друг друга
на 60° вокруг нормали к пластинке кристалла.
Грубозернистый лизардит из Кеннак-Ков, Лизард, Корнуэлл, имеет
Np 1,545, Nm = Ng 1,555 (Midgley, 1951), небольшой 2V и отрицательный
оптический знак. В других случаях у лизардита удается определить лишь
среднее светопреломление, величина которого колеблется от 1,54 од 1,55.
Показатели преломления антигорита и лизардита отличаются очень мало,
в связи с чем по одним оптическим константам различить эти минералы
невозможно. Светопреломление волокон хризотила различно в
направлении их удлинения и перпендикулярно ему; при этом хризотил имеет
положительное удлинение. Правильная интерпретация оптических свойств
хризотила может осложняться свертыванием (или по крайней мере
изгибом) основных серпентиновых слоев, беспорядочной ориентировкой
волокон (фибрил) относительно оси волокна, а также неопределенностью дву-
преломления, связанной с очень мелкими размерами частиц.
Интереснейшим представляется тот факт, что во многих случаях в совершенно
однородном сплошном агрегате серпентина в скрещенных николях
обнаруживается петельчатая структура (Selfridge, 1936; Francis, 1956). В типичном
агрегате серпентина петельчатая структура создается решеткой
вытянутых жилок поперечно-волокнистого хризотила, включающих участки
изотропного или почти изотропного материала (фиг. 44, а). Волокна в
прожилочках имеют положительное удлинение, тогда как ядра состоят из
волокон с отрицательным удлинением, ориентированных иногда в одном
направлении, а иногда образующих агрегаты разноориентированных волокон
типа «песочных часов» (фиг. 44). Волокна с положительным удлинением
называют у-серпентином, а с отрицательным удлинением — а-серпенти-
ном; наблюдается петельчатая структура, в которой ядра состоят из
«серпентина, а прожилки из ^-серпентина. Известны и другие формы
распределения волокнистого материала, например серии параллельных
поперечно-волокнистых жилок, границы которых подчеркиваются
цепочечными выделениями магнетита; магнетит и гематит могут частично или
полностью выполнять ядра в петельчатой структуре. Часто наблюдаются весь-

216
Породообразующие минералы
ма различные структуры агрегатов серпентина, однако истинная природа
слагающих их компонентов и способ их образования неизвестны. Очень
легко допустить, что волокна в петельчатой структуре сходны с волокнами
жил хризотил-асбеста, но имеют гораздо меньшие размеры. Франсис
(Francis, 1956) установил, что двупреломление петельчатого у-серпентина
меньше, чем хризотил-асбеста из жил. По существу, для доказательства
волокнистого характера материала достаточно установить у него лишь
волнистое погасание. Труднее понять, почему волокнистый материал
иногда выглядит изотропным (за исключением случая, когда оп обращен
к наблюдателю торцами волокон), и, вероятно, не случайно а-серпентин
а , б
ф и г. 44.
о — схема серпентиновой петельчатой структуры; б — схема серпептиповой структуры типа
«песочных часов». F = Np.
не встречается в виде крупных волокон. Возможно, различия между
а-серпентином, у-серпентином и изотропным серпентином обусловлены
просто разной ориентировкой одного и того же материала. С другой стороны,
изотропные ядра петельчатой структуры (иногда относимые к серпофиту)
могут представлять собой аморфный материал, по составу отвечающий
серпентину, оливину или энстатиту.
Физическая природа хризотила некоторое время представлялась
загадочной. Для объяснения его волокнистого характера с точки зрения
атомной структуры привлекали в качестве аналогии волокнистые амфибол-
асбесты, у которых хорошая спайность по призме обусловлена цепочкопо-
добной атомной структурой. (Однако даже в отношении амфиболов
остается неясным, почему одни образцы имеют волокнистое строение, а другие
лишены его.) Хризотил обладает слоистой структурой, и его волокнистое
строение объясняется искривлением и свертыванием слоев.
Доказательством существования такой формы у кристаллов хризотила служат
картины дифракции рентгеновских лучей и электронов, а также данные
электронной микроскопии (фото 1), показавшие, что многие частицы хризотила
представляют собой полые трубки (Noll, Kircher, 1952; Bates et al., 1950;
Bates, Comer, 1959). Однако предположение о существовании полых
трубок противоречит данным измерений удельного веса плотно
сцементированных волокон (Pundsack, 1955a, в). Удельный вес хризотила из Дэнвил-
ла (табл. 29, анал. 2) сопоставим с удельным весом сплошной массы
серпентина с плоскослойной структурой B,56 г/см3), тогда как полые трубки
соответствующих размеров, уплотненные насколько возможно, при
условии реального существования их междутрубочного и внутритрубочного
полого пространства должны были бы иметь эффективный удельный вес
около 1,9 г/см3. Даже плотно упакованные сплошные цилиндры должны

Серпентины 217
были бы иметь удельный вес на 10% меньше, чем образец без пустот.
В связи с этими сопоставлениями Пандсак предположил, что трубки,
наблюдаемые под электронным микроскопом, отсутствуют как таковые
в образцах до их подготовки к исследованию, и хризотил в естественном
состоянии состоит из плотно упакованных лентоподобных частиц, которые
могут затем изгибаться вокруг оси волокна.
Предположение о возникновении трубок в процессе измельчения
препаратов или при экспозиции под пучком электронных лучей
опровергается репликами, получаемыми с боковых и торцовых поверхностей
блоков хризотила. Эти электронно-микроскопические реплики дают картину,
почти полностью отвечающую представлениям о трубчатой форме
кристаллов хризотила *. Измерения удельного веса других образцов
хризотила (Kalousek, Muttart, 1957) показали, что в ряде случаев удельный вес
такой же, как и у образца из Дэнвилла без пустот, а в образце из Глоба,
Аризона, было установлено наличие пустот, занимающих около 12%
общего объема. По мнению Уиттакера (Whittaker, 1957), как определения
удельного веса, так и другие наблюдения хорошо согласуются с
существованием трубок, значительная часть которых заполнена изогнутыми
лентами; такие же фрагменты цилиндров могут заполнять большинство
промежутков между трубками. В процессе приготовления суспензии частиц
исследуемого материала для изучения под электронным микроскопом
значительная часть «набитых» трубок должна выпадать в осадок, и в
препарат, помещаемый для рассмотрения под электронный микроскоп, будут
попадать преимущественно полые трубки. Относительное содержание
трубок и лент, вероятно, меняется для различных образцов. Некоторым
доводом в пользу существования чрезвычайно узких лент могут служить
интерпретации химических анализов хризотила, приведенные на стр. 211.
Определение удельного веса хризотила из Дэнвилла, произведенное
Пандсаком, показало, что в этом случае пустоты были выполнены
адсорбированной водой, которая вызывала набухание связок волокон. При
температурах 175—200° С эта адсорбированная вода выделяется из хризотила
обратимо, однако при нагревании свыше 200° такая вода удаляется и не
может быть вновь адсорбирована. При относительной влажности 100%
и температуре 25° С адсорбированная вода в количестве до 2,5%
вызывает увеличение объема на 6,7%. Измерения адсорбции газов (Young,
Healey, 1954) показали, что азот, аргон и двуокись углерода
адсорбируются волокнистым хризотилом не в большем количестве, чем обычным
массивным серпентином, тогда как вода и аммиак поглощаются в аномально
больших количествах. По мнению Янга и Хили, «пробки» воды на концах
трубок хризотила препятствуют вхождению других газов. Эти
эксперименты не могут подтвердить существование полых трубок хризотила, так
как не позволяют различить пустоты внутри волокон и между ними.
Кроме того, было установлено, что величина адсорбции водорода менялась
от 4 м21г до 50 м2/г в зависимости от степени дисперсности образцов (Pund-
sack, 1956a). Определения адсорбции производились также Ноллом с
соавторами (Noll et al., 1958). Были определены инфракрасные спектры
поглощения всех главных структурных разновидностей серпентинов
(Brundley, Zussman, 1959); эти спектры можно использовать для отличия
антигоритов от других серпентинов.
* Были изготовлены и изучены под электронным микроскопом поперечные
срезы пучков волокон хризотила (Maser et al., 1960). На снимках обнаруживаются
многочисленные торцы концентрических трубок.

218 Породообразующие минералы
Хризотил-асбест часто встречается в форме шелковистых волокон,
весьма ценных в практическом отношении; иногда он жирен на ощупь,
а иногда жесткий или хрупкий. Пока не установлено какой-либо связи
между макроскопическими особенностями и внутренней структурой
асбеста. Однако картины дифракции электронов некоторых расщепляющихся
образцов показывают, что их структура характеризуется более высоким
трехмерным порядком. Возможно, жесткость асбеста зависит от
содержания воды. Антигорит, имеющий удельный вес около 2,61 г/см3, обычно
встречается в очень мелких кристаллах, которые, однако, иногда менее
упорядочены, чем волокнистая разновидность антигорита — пикролит.
Лизардит (уд. в. 2,55 г/см3) образует преимущественно очень
тонкозернистые зеленые массивные агрегаты, но встречается также в виде мелких
белых чешуек. Массивный зеленый серпентин часто состоит из смеси
лизардита и хризотила, но известны и другие смеси серпентиновых
минералов.
Диагностические признаки
Антигориты довольно легко отличить от слюд, так как последние
имеют большее двупреломление. Из сходных с серпентином хлоритов
делессит имеет большее светопреломление, а рипидолит обладает заметным
плеохроизмом. Двупреломление у хризотила меньше, чем у хлоритов.
Ng волокон хризотил-асбеста меньше 1,58, тогда как больший
показатель преломления волокнистых амфиболов всегда выше 1,58. При
размалывании в ступке волокнистые амфиболы истираются в порошок, а
волокна хризотила образуют спутанный агрегат, который истирается в порошок
с большим трудом.
Парагенезис
Серпентиновые минералы образуются преимущественно за счет
ультраосновных пород. Процессы серпентинизации дунитов, пироксенитов
и перидотитов были предметом длительной дискуссии (см., например,
Du Rietz, 1935; Hess, 1938; Sosman 1938; Hess, 1955). Экспериментальное
изучение системы MgO — SiO2 — H2O (Bowen, Tuttle, 1949) показало,
что серпентины не возникают при температурах выше 500° С и что
формирование серпентина в результате воздействия воды на форстерит может
осуществляться лишь при температуре ниже 400° С. Боуэн и Таттл не
обнаружили в системе жидкой фазы до температуры 1000° С и давления
15 000 фунт/кв. дюйм (~ 1050 кг/см2), в связи с чем сделали вывод о
невозможности образования серпентинов в процессе интрузии сравнительно
низкотемпературной магмы серпентинового состава. По мнению Боуэна
и Таттла, возникновение серпентинов в результате воздействия на смесь
кристаллов оливина и пироксена материнского водного раствора
ультраосновной магмы маловероятно:
Mg2Si04 + MgSi03 + 2H20 -> Mg3Si206@HL.
Форстерит Энстатит Серпентин
Боуэн и Таттл полагают, что оливиново-пироксеновые породы
внедрялись в твердом состоянии и содержали небольшое количество воды, а впо-

Серпентины 219
следствии серпентинизировались при температуре ниже 500° С под
действием паров воды, выделявшихся из влажных вмещающих пород. Если
ультраосновная порода состоит из одного оливина, то при воздействии
паров воды при температуре ниже 400° С будут возникать серпентин
и брусит:
2Mg2SiO4 + 3H2O -+ Mg3Si2O5(OHL+Mg(OHJ.
Форстерит Серпентин Брусит
В присутствии СО2, способствующей удалению магнезии в форме
растворимого карбоната, серпентин может кристаллизоваться до
температуры 500° С. Еще одна реакция серпентинизации оливина идет с прив-
носом кремнезема:
3Mg2SiO4+SiO2 + 2H2O ->■ 2Mg3Si206@HL.
Эта реакция должна сопровождаться большим увеличением объема;
однако признаки такого увеличения совершенно не обнаруживаются при
полевых исследованиях. В некоторых случаях перидотит, повторно нагретый
под воздействием растворов, поступавших извне, может серпентинизи-
роваться при охлаждении, как это, видимо, имеет место в тех случаях,
когда наблюдаются псевдоморфозы талька по энстатиту:
6MgSiO3 + 3H2O -> Mg3Si2O5(OHL + Mg3Si4Oi0(OHJ.
Энстатит Серпентин Тальк
Примером серпентинизации ультраосновных пород могут служить породы
района Глен-Уркуарт (Francis, 1956). Здесь полевые наблюдения говорят
о внедрении ультраосновных пород в твердом состоянии, однако ряд
данных свидетельствует и о возможном проявлении последующего автомета-
соматического изменения под воздействием воды и растворов,
сопровождавших образование ультрабазитов. Вопреки результатам
экспериментов по системе MgO —- SiO2 — Н2О полевые наблюдения иногда
позволяют предполагать магматическое происхождение перидотитов и
серпентинитов (Bailey, McGallien, 1953; Wilkinson, 1953).
Другая проблема парагенезиса серпентиновых минералов
заключается в выявлении условий, благоприятных для образования каждой
структурной разновидности, в особенности антигорита. Необходимо помнить,
что во многих прежних работах термин «антигорит» был лишен точного
кристаллохимического содержания и поэтому мог применяться
практически для обозначения любой разновидности серпентина. В большинстве
случаев, очевидно, антигорит образуется за счет хризотила. Однако, по
данным Хесса с соавторами (Hess et al., 1952), простой термический
метаморфизм недостаточен для такого превращения, и хризотил переходит
в антигорит постепенно при низкой температуре в условиях
ориентированного давления. Ступень метаморфизма, соответствующая образованию
антигорита, располагается между хлорит-биотитовой фацией зеленых
сланцев и альбит-эпидот-амфиболитовой фацией. Уилкинсон (Wilkinson, 1953)
описал образование антигорита за счет хризотила при термальном
метаморфизме близ массива гранитов. По мнению Франсиса (Francis, 1956),
лнтигорит может непосредственно замещать оливин или энстатит, но чаще
развивается по петельчатому серпентину, причем в Глен-Уркуарте
антигорит формировался главным образом в условиях ориентированного
давления. Однако в ряде случаев образование антигорита не сопровождалось
ориентированным давлением, и, наоборот, не во всех случаях проявления
ориентированного давления в соответствующей обстановке присутствует

220 Породообразующие минералы
антигорит. Важную роль в формировании того или иного серпентиновото
минерала (хризотила или антигорита) играет, видимо, химизм среды.
Можно предполагать, что в общем за счет оливина образуется хризотил,
а за счет энстатита — антигорит (Hess et al., 1952). Основанием для такога
утверждения служат «баститовые» псевдоморфозы по энстатиту,
пластинчатый характер которых делает их похожими на антигорит. Однако на
нескольких образцах было показано, что кристаллы бастита — это не
антигорит. Тем не менее антигорит может предпочтительно образовываться
по энстатиту, так как последний минерал содержит больше А1 и Si, чем
оливин. Эти особенности поведения антигорита сказываются и в
специфике его химизма по сравнению с хризотилом.
При образовании серпентинов любым из рассмотренных выше
способов в ассоциации с ними часто появляются многие акцессорные (по
отношению к серпентину) минералы: оливин (сохранившийся при изменении
или регенерированный), пироксен, тремолит, актинолит, хлорит, тальк,
брусит, кальцит, магнезит, магнетит, хромит и халцедон. Описание сер-
пентинитовых массивов Тетфордского района, Квебек, и в особенности жил
хризотил-асбеста можно найти в работе Кука (Сооке, 1937). Этот автор
в результате детальных исследований пришел к выводу, что образование
асбестовых месторождений определяется тремя факторами:
дизъюнктивной тектоникой вплоть до брекчирования перидотитов, создающей каналы
для проникновения и циркуляции растворов; достаточным поступлением
разбавленных водных растворов; близостью даек кислых магматических
пород, способствующих прогреву серпентинитов и образованию
растворов. Кук возражает против представлений об образовании жил асбеста
в результате замещения массивных серпентинитов, осуществляющегося
от стенок тонких трещин, а также против мнения об их возникновении
в результате выполнения ранее существовавших открытых трещинных
полостей. Кук пришел к выводу, что волокна начинали расти в узких
трещинах из раствора, который пропитывал вмещающие породы, а затем
растущие волокна раздвигали стенки трещины. По мнению Риордона
(Riordon, 1955), при образовании асбеста осуществлялись как
метасоматоз стенок трещин, так и выполнение полостей, причем при
формировании любой жилы хризотил-асбеста мог проявиться преимущественно
какой-либо один способ образования *
В Южной Африке хризотил часто встречается в основных
изверженных породах в виде жилок, окаймляющих зерна магнетита. В некоторых
случаях здесь, очевидно, имело место воздействие газовой фазы гранитов,
однако иногда тела гранитов отсутствуют. Серпентиновые минералы
Трансвааля (Каролина, Пилгримсрест, район Питерсбург) находятся в
других парагенезисах. Здесь серпентины присутствуют в метаморфических
породах и в метаморфизованных известняках и доломитах. В Трансваале
серпентинизированные доломиты ассоциируют с силлами диабазов. С сер-
пентинизированными доломитами связаны параллельные контакту жилы
хризотил-асбеста, лишенные магнетита и других примесей, за
исключением небольшого количества талька. Кремнеземистые доломиты превра-
* Ни Риордон, ни Кук пе учитывают тот важный факт, что в процессе
образования серпентинита при формировании асбестовых месторождений имеет место большой
вынос серпентинового вещества. Что же касается самих хризотиловых жилок, то они
имеют контракционный характер. Доказательства были получены при измерении
объемов исходных пород и новообразованных серпентинитов, проведенном на ряде
месторождений асбеста СССР (Еремеев В. П. и др., 1959. Тр. ИГЕМ АН СССР, 31).—
Прим. ред.

Серпентины 221
щались в форстерит, который впоследствии серпентинизировался:
2CaMg(CO3J +• 2SiO2 -»- 2СаСО3 + Mg2Si04 + 2СО2.
Доломит Кремнезем Кальцит Форстерит
Полдерваарт (Poldervaart, 1950) рассмотрел образование
серпентина под воздействием интрузии долерита, внедрившейся в доломиты
в Бечуаналенде. Но его мнению, в результате повышения температуры
вадозовые воды, циркулировавшие в доломитах вдоль поверхностей
напластования, насыщались кальцием, карбонатом магния и кремнеземом.
При последующем охлаждении из этих обогащенных магнием флюидов
кристаллизовался хризотил-асбест. Если при нагревании и возникали
энстатит и форстерит, то они, вероятно, серпентинизировались при более
низкой температуре, а в участках пониженной концентрации магния
кристаллизовались тальк и кальцит. В этих условиях рост волокна, по-
видимому, происходил при медленном замещении массивного агрегата
серпентина. Холл (Hall, 1930) установил, что длина волокна уменьшается
по мере удаления от дневной поверхности. Серпентиновые минералы могут
также присутствовать в контактово метаморфических зонах и в
гидротермальных жилах.
ЛИТЕРАТУРА
А г u i a E., 1943. An X-ray study of silicates, Clirisotile, antigorite, giimbelite, Ph.
D. Thesis, Cambridge.
Aruja F., 1945. An X-ray study оГ the crystal structure of antigorite, Mineral. Mag.,
27, 65.
Bailey E. В., McCallien W. J., 1953. Serpentine lavas, the Ankara melange
and the Anatolian thrust, Trans. Roy. Soc. Edin., 62, 403.
Bates T. F., 1959. Morphology and crystal chemistry of 1 : 1 layer lattice silicates,
Am. Mineral., 44, 78.
Bates T. F., Comer J. Т., 1959. Further observations on the morphology of chry-
sotile and halloysite, Proc. 6th Natnl. Clay Conf. Clays and clay minerals,
Monograph No. 2, Earth Science series, Pergamon Press.
Bates T. F., Sand L. В., Mink J. F., 1950. Tubular crystals of chrysotile
asbestos, Science, 111, 512.
Bennington K. 0., 1956. Role of shearing stress and pressure in differentiation
as illustrated by some mineral reactions in the system MgO — SiO2 — H2O,
Journ. Geol., 64, 558.
В о w e n N. L., T u 11 1 e O. F., 1949. The system MgO — SiO2 — H2O, Bull. Geol.
Soc. Am., 60, 439.
Brandenburger E., Epprccht W., N i g g 1 i P., 1947. Die Scrpentin-
Mineralen und ihre Synthese, Ilelv. Chim. Acta, 30, 9 (M. A. 10—265).
Brindloy G. W., A 1 i S. Z., 1950. X-ray study of thermal transformation in some
magnesian chlorite minerals, Acta Cryst., 3, 25.
Brindley G. W., Knorring O., 1954. A new variety of antigorite (ortho-
antigorite) from Unst, Shetland Islands, Am. Mineral., 39, 794.
Brindley G. W., Zussman J., 1957. A structural study of the thermal
transformation of serpentine minerals to forsterite, Am. Mineral., 42, 461.
Br i n d 1 e у G. W.,'Zussman J., 1959. Infra-red absorption data for serpentine
minerals, Am. Mineral., 44, 185.
■Gaillere S., 1936. Contribution a 1'etude des mineraux de serpentines, Bull. Soc.
Franc. Min., 59, 163.
-С о о k e H. C, 1937. Thetford, Disraeli and eastern half of Warwick map areas. Quebec,
Canadian Geol. Surv., Mem. 211.

222 Породообразующие минералы
D u R i e t z Т., 1935. Peridotites, serpentines and soapstones, of northern Sweden,
Geol. For. Forh. Stockholm, 57, 135.
Epprecht W., Brandenburger E., 1946. Die Entwasserung von Chrysotil
und Antigorit, Schweiz. Min. Petr. Mitt., 26, 229.
Fankuchen J., Schneider W., 1944. Low angle X-ray scattering from chry-
sotiles, Journ. Am. Chem. Soc, 6C, 500.
Francis G. H., 1956. The serpentinite mass in Glen Urquhart, Inverness-shiro,
Scotland, Am. Journ. Sci., 254, 201.
Gillery G. H., 1959. X-ray study of synthetic Mg — Al serpentines and chlorite.%
Am. Mineral., 44, 143.
Hall A. L., 1930. Asbestos in the Union of South Africa, Union of S. Africa GeoL
Surv., Mem. 12.
Hargreaves A., Taylor W. H., 1946. An X-ray examination of decomposition
products of chrysotile (asbestos) and serpentine, Mineral. Mag., 27, 204.
Hess H. H., 1938. A primary peridotite magma, Am. Journ. Sci., 5th ser., 35, 321.
Hess H. H., 1955. Serpentines, orogeny, epeirogeny. Crust of the earth (a symposium),
Geol. Soc. Am., Special Paper 62, 391.
Hess H. H., Smith R. J., Dengo G., 1952. Antigorite from the vicinity of
Caracas, Venezuela, Am. Mineral., 37, 68.
Hey M. H., Bannister F. A., 1948. A note on the thermal decomposition of
chrysotile, Mineral. Mag., 28, 333.
J agodzinski H., К u n z e G., 1954. Die Rollchenstruktur des Chrysotils, I,
II and III, Neues Jahrb. Min., Monat,, 95, 113, 137.
Kalousek G. L., Muttart L. E., 1957. Studies on the chrysotile and
antigorite components of serpentine, Am. Mineral., 42, 1.
К u n z e G., 1956. Die gewellte Struktur des Antigorits, I, Zeit. Krist., 108, 82.
К u n z e G., 1957. Die gewellte Struktur des Antigorits, Fortsch. Min., 35, 46.
К u n z e G., 1958. Die gewellte Struktur des Antigorits, II, Zeit. Krist., 110, 282.
McConnell D., 1954. Ortho-antigorite and the tetrahedral configuration of hydro-
xyl ions, Am. Mineral., 39, 830.
Maser M., Rice R. V., К lug H. P., 1960. Chrysotile morphology, Am.
Mineral., 45, 680.
Midgley H. G., 1951. A serpentine mineral from Kennack Cove, Lizard, Cornwall,
Mineral. Mag., 29, 526.
N a g у В., Bates Т. F., 1952. Stability of chrysotile asbestos, Am. Mineral., 37,
1055.
Nag у В., Faust G. Т., 1956. Serpentines: natural mixtures of chrysotile and
antigorite, Am. Mineral., 41, 817.
Nelson B. W., Roy R., 1958. Synthesis of the chlorites and their structural and
chemical constitution, Am. Mineral., 43, 707.
Noll W., 1944. Anwendung der Elektronmikroskopie beim studium hydrothermaler
Silikatreaktionen, Kolloid. Zeits., 107, 181.
Noll W., 1950. Synthesen im System MgO/SiO2/H2O, Zeits. anorg. Chem., 261,.
Noll W., Kircher H., 1952. Synthesen von Garnierites, Naturwiss., 39, 233.
Noll W., Kircher H., S у b e r t z, 1958. Adsorptionsvermogen und specifi-
sche Oberflache von Silikaten mit rohrenformig gebauten Primarkristallen, Koll.
Zeit., 157, 1.
P о с о г a W. Т., Н о b b s S. W., M u r a t a K. J., 1949. Variations in garnierite
from the nickel deposit near Riddle, Oregon, Econ. Geol., 44, 13.
Poldervaart A., 1950. Chrysotile asbestos produced by dolerite intrusions in
dolomite, Colonial Geol. Min. Resources, 1, 239.

Серпентины 223
Pundsack F. L., 1955a. The properties of asbestos, I, The colloidal and surface
chemistry of chrysotile, Journ. Phys. Chem., 59, 892.
Pundsack F. L., 1955b. The properties of asbestos, II, The density and structure
of chrysotile, Journ. Phys. Chem., 60, 361.
Riordon P. H., 1955. The genesis of asbestos in ultrabasic rocks, Econ. Geol., 50, 67
Ross C. S., Shannon E. V., G о n у е г F. A., 1928. Origin of nickel silicates
at Webster, North Carolina, Econ. Geol., 23, 528.
Roy D. M., 1952. Phase equilibria in the system MgO — A12O3 — H2O and in
quaternary systems derived by the addition of SiO2, CO2 and N2O5( Ph. D. thesis,
The Pennsylvania State University, 1952.
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.
Selfridge G. C, 1936. An X-ray and optical investigation of the serpentine
minerals, Am. Mineral., 21, 463.
Сердюченко Д. П., 1945. Алюмо-хризотил, член изоморфной серии серпентин —
паракаолинит, Докл. АН СССР, 46, 117.
Sosman R. В., 1938. Evidence on the intrusion-temperature of peridotites, Am.
Journ, Sci., 5th ser., 35A, 353.
V e r m a a s F. H. S., 1953. The thermal characteristics of some Transvaal serpentines
and the production of forsterite, Journ. Chem. & Mining Soc. of South Africa,
53, 191.
Warren B. E., Hering K. W., 1941. The random structure of chrysotile
asbestos, Phys. Rev., 59, 925 (abstract).
Whittaker E. J. W., 1953. The structure of chrysotile, Acta Cryst., 6, 747.
Whittaker E. J. W., 1955. A classification of cylindrical lattices, Acta Cryst.,
8, 571.
Whittaker E.J.W., 1956 a. The structure of chrysotile, II , Clinochrysotile, Acta
Cryst., 9, 855.
Whittaker E. J. W., 1956b. The structure of chrysotile, III, Orthochrysotile,
Acta Cryst., 9, 862.
Whittaker E.J.W., 1956c. The structure of chrysotile, IY, Parachrysotile, Acta
Cryst., 9, 865.
Whittaker E. J. W., 1957. The structure of chrysotile, Y, Diffuse reflexions and
fibre texture, Acta Cryst., 10, 149.
Whittaker E. J. W., Z u s s m a n J., 1956. The characterisation of serpentine
minerals by X-ray diffraction, Mineral. Mag., 31, 107.
Whittaker E. J. W., Z u s s m a n J., 1958. The characterization of serpentine
minerals, Am. Mineral., 43, 917.
Wilkinson J. F. G., 1953. Some aspects of the alpine-type serpentinites of
Queensland, Geol. Mag., 90, 305.
Wondratschek H., 1956. Ober die V orange bei der Entwasserung des Chrysotils,
Tercera Reunion Internacional sobre reactividad de los Solidos, Madrid.
Wondratschek H., 1957. Orientierte Verwachsungen von Chrysotils mit Mine-
ralen der Serpentin-Gruppe und mit Kalzit, Neues. Jahrb. Min., Monat., 135.
Y о d e r II. S., J г., 1952. The MgO — A12O3 — SiO2 — H2O system and the related
metamorphic facies, Am. Journ. Sci., Bowen vol., 569.
Young G. J., II e a 1 e у F. H., 1954. The physical structure of asbestos, Journ.
Phys. Chem., 58, 881.
Zussman J., 1954. Investigation of the crystal structure of antigorite, Mineral. Mag.,
30, 498.
Zussman J., Brindley G. W., 1957. Serpentines with 6-layer orthohexagonal
cells, Am. Mineral., 42, 666.
Zussman J., Brindley G. W., Comer J. J., 1957. Electron diffraction
studies of serpentine minerals, Am. Mineral., 42, 133.

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ
Составные части глин можно подразделить на две группы — на так
называемые глинистые минералы, сообщающие вследствие своей природы
глинам пластические свойства, и на группу акцессорных «неглинистых
минералов». Глинистые минералы обладают рядом общих характеристик.
Кристаллическая структура у них, за немногими исключениями,
построена из слоев, в свою очередь состоящих из двух частей, в которых катионы
соответственно находятся в тетраэдрической и октаэдрической координа-
циях. Большинство минералов этой группы образует пластинчатые
частицы, слагающие тонкозернистые агрегаты, которые при смачивании водой
становятся в той или иной мере пластичными. По своему химизму все
глинистые минералы представляют собой водные силикаты (в основном
алюминия и магния), теряющие адсорбированную и конституционную
воду при нагревании, а при высоких температурах дающие огнеупорные
материалы. Однако глинистые минералы обладают рядом особенностей,
по которым они подразделяются на несколько групп. Важнейшие четыре
группы слоистых глинистых минералов следующие: каолинитовые, илли-
товые, монтмориллонитовые и вермикулитовые минералы *. Базальные
межплоскостные расстояния у этих четырех групп минералов
соответственно приблизительно равны 7, 10, 15 и 14,5 А, однако у некоторых из них
(у галлуазита из группы каолинитовых минералов, у монтмориллонито-
вых и вермикулитовых минералов) расстояния между слоями могут
меняться, так как при проникновении в межслоевые промежутки воды или
органических жидкостей может происходить набухание, а при
дегидратации — усадка структуры. Глинистые минералы аттапульгит и сепиолит
обладают цепочкообразной кристаллической структурой и встречаются
в природе реже, чем слоистые глинистые минералы. Частицы у глинистых
минералов могут быть кристаллическими и аморфными, пластинчатыми
или волокнистыми, и, хотя они всегда малы, они могут изменяться по
размеру от коллоидных частиц до частиц, различимых под обычным
микроскопом. Химический состав глинистых минералов изменяется в
зависимости от степени замещения Si, A1 и Mg другими катионами, от природы
и количества межслоевых катионов, а также от содержания воды. У
глинистых минералов несколько различно проявляются дегидратация и
разложение, в результате которого возникают различные продукты;
отличаются они друг от друга и катионно-обменными свойствами в
соответствии с природой присутствующих в их составе межслоевых катионов
и остаточными поверхностными зарядами. Применение глинистых
минералов многообразно: некоторые из них представляют собой компонент
буровых растворов, другие служат катализаторами в процессах нефтепере-
* В английской литературе минералы каолинитовой группы обозначаются
термином «кандиты», а моитмориллопитовые мипералы термипом «смектиты». В
других странах, в том числе и в СССР, эта терминология не принята. — Прим. ред.

Таблица 30
СВОДКА ГЛАВНЕЙШИХ ХАРАКТЕРНЫХ ГРУПП ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ
Каолинитовые
минералы
Иллитовые
минералы
Монтмориллопито-
вые минералы
Вермикулитовые
минералы
Тип структуры
Отношение те-
траэдриче-
ских и окта-
эдрических

компонентов 1 : 1 (ди~
формные)
Октаэдриче-
ский
компонент
Диоктаэдри-
ческии
2 : 1 (триформ-
ныо)
2 : 1 (триформ-
ные)
2 : 1 (триформ-
ные)

Преимущественно диок-
таэдриче-
ский
Диоктаэдриче-
ский или три-
октаэдриче-
ский
Преимущественно
триоктаэдриче-
ский
Главные меж-
слойныо
катионы
Межслойяая
вода
Отсутствуют
К
Са, Na
Лишь в гал-
луазите
(один слой
молекул
воды)
Базалыюе
межплоскостное
расстояние
Адсорбция
гликоля
Химическая
формула
Отношение к
кислотам
■ЬГ) Л» 1263
7,1 А A0 А у
галлуазита)

Адсорбируется лишь гал-
луазитом
Al4Si4O10(OII)8,
состав слабо
колеблется
Каолинит
слабо
растворяется в
разбавленных
кислотах
Mg
Имеется в гид-
ромускоиите
10А
Не
адсорбируют
l,l,54
X (Si, Al)8x
X О20(ОНL
Быстро
разлагаются
У кальциевых—
два, а у
натровых— один
слой молекул
воды
Переменное;
обычно <= 15 А
(у кальциевых
минералов)
Адсорбируют два
слоя гликоля,
17 А
(Si,Al)8O20X
X (ОНL.иН2О
Разлагаются
Два слоя молекул
води
ПеремеЕтное;
в полностью ги-
дратирован ном
состоянии
14,4А
Адсорбируют
один слой
гликоля, 14 А
X(Si,Al)8O20X
X @НL-8Н2О
Быстро
гаются
разла-

226
Породообразующие минералы
Нагревание до
200°
Нагревание до
650°
Оптические
свойства
Парагенезис
Каолинитовые
минералы
Базальное
расстояние гал-
луазита
сокращается
ДО 7,4 А;
остальные
минералы не
изменяются
Каолинит —»-
—>- метакао-
линит; дик-
кит G А) ->■
—у- метадик-
кит;
усиление
рефлекса 14 А
Np 1,55—1,56
Ng 1,56—1,57
Ng—Np=-0,006
2V 24—50°
Изменение
кислых
пород,
полевых шпатов
и т. д.
Кислая среда
Иллитовые
минералы
Заметные
изменения
отсутствуют
ю А
1,54—1,57
1,57-1,61
■=0,03
<10°
Изменение
слюд,
полевых шпатов
и т. д.
Щелочная
среда.
Благоприятны
высокие
концентрации
А1 и К
Таблица 30
Монтмори л лопито-
вые минералы
Базальное
расстояние
уменьшается до 10 А
9,6—10 А
1,48—0,51
1,50—1,53
0,01—0,02
Переменный
Изменение
основных пород,

вулканического материала.
Щелочная
среда. Обилие Mg
и Са,
дефицит К
'продолжение )
Вермикулитовые
минералы
Расслаиваются;
расстояние
между слоями
решетки
уменьшается
Уменьшение
межплоскостных
расстояний до
9 А (тальк)
1,52—1,57
1,54—1,58
0,02-0,03
< 10°
Изменение
чешуек биотита
или
вулканического
материала, хлоритов,
роговой
обманки и т. д.
работки, третьи используются в качестве наполнителей бумаги и для
производства керамики и огнеупоров. Глинистые минералы — главные
составные части целого класса осадков (так и называемых глинистыми),
за счет накопления и уплотнения которых возникают глинистые сланцы
и аргиллиты. Как в осадочных отложениях, так и в иных условиях глины
образуются в результате выветривания или гидротермального изменения,
причем в зависимости от тех или иных физико-химических условий и
природы исходного материала (полевые шпаты, слюды, вулканические
стекла, железо-магнезиальные минералы) возникают различные типы глин.
Ниже приводится перечень главных групп глинистых минералов:
1. Группа каолинитовых минералов (кандиты): каолинит, диккит
и накрит, аноксит, галлуазит, метагаллуазит и аллофан.

Глинистые минералы. Введение 227
2. Группа иллитовых минералов: иллит, гидрослюды, фенгит, брам-
малит, глауконит и селадонит.
3. Группа монтмориллонитовых минералов (смектиты):
монтмориллонит, нонтронит, гекторит, сапонит и соконит.
4. Вермикулит.
5. Группа палыгорскитовых минералов: палыгорскит, аттапульгит
и сепиолит.
Ниже рассматриваются все группы, за исключением пятой. В табл. 30
сведены некоторые главные характеристики глинистых минералов этих
групп.
15*

Группа каолинита (кандиты) Al4[Si4O10](OH)8
ТРИКЛИННЫЕ ИЛИ МОНОКЛИННЫЕ ( —)
Нр \ хг
010
или Нр
Mm
Ng
Ng —Np
—2V
Nm:i 1 — 3,5°
Ng = .y; пл. о. о.
Дисперсия
Уд. в.
Тв.
Спайность
Д иойникование
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
ячейка *
Диккит Напри
1,553—1,565 •
1.559 — 1,569
1.560 — 1,570
= 0,006
24—50°
1 @10)
г > v, слабая
2,61—2,68
2-2,5
По {001} совершенная
Редко
Белый, иногда с красноватыми, буроватыми и
голубоватыми оттенками; в шлифах бесцветны
Очень слабый; наименьшая абсорбция в направлении
колебаний перпендикулярно плоскости спайности
а 5,15, Ь 8,95**, с 7,39 A, rfOoi 7,15 А, о 91,8°, р 104,8° у 90°
Z = l. Пространственная группа Р\
Разлагаются иод действием НС1
* Эти величины относятся к собственно каолиниту.
** Это рентгеновские данные. По данным электронографии я = 5,13, Ь = 8,89 А.—
Прим. ред.

Группа каолинита 229
Каолинит — наиболее важный представитель описываемой группы
минералов, объединяемых по признаку сходства состава и структуры.
Породы или агрегаты, состоящие из минералов этой группы, называют
китайскими глинами (china clay) и иногда «каолинами» (искаженное
китайское слово, означающее «высокий холм»; название холма, на
котором имеются залежи минералов этой группы). Представители группы
каолинита характеризуются, вероятно, наименьшими колебаниями состава
и свойств по сравнению с другими глинистыми минералами и встречаются
в виде частиц, размеры которых позволяют изучать их под микроскопом
и проводить рентгеновские исследования методом монокристалла. В
группу каолинита входят также диккит и накрит (две относительно редкие
полиморфные модификации, образующие хорошие кристаллы), аноксит
(минерал с повышенным отношением SiO2 : А12О3), галлуазит (гидратиро-
ванная форма каолинита) и метагаллуазит (продукт дегидратации галлу-
азита) *. Минералы группы каолинита иногда описываются как
«каолиновые минералы», а недавно для их обозначения стали употреблять
термин «кандиты» (Brown, 1955). Каолинитовые глины используются
преимущественно в производстве керамики. Кроме того, они применяются в
качестве отбеливающего материала в текстильном и бумажном производстве,
а также как наполнители при изготовлении бумаги, резины, красок и т. д.
Структура
Главные особенности структуры минералов группы каолинита были
впервые описаны Паулингом (Pauling, 1930). Основой структуры
является протяженный слой, в котором можно выделить две составляющие. Слой
состава (Si4O10)~4 образуется тетраэдрами SiO4, соединенными в
гексагональную сетку; основания тетраэдров располагаются примерно копла-
нарно, а все их вершины обращены в одну сторону. Атомы кислорода,
расположенные в вершинах тетраэдров, совместно с некоторыми
дополнительными ионами (ОН)"", располагающимися над центрами
шестигранников, образуют основание «гиббситового» слоя состава (ОН6—А14 —(ОНJО4.
План и вид сбоку этого сложного слоя состава Al4Si4O10(OH)8 показаны
на фиг. 45а. Только два положения из каждых трех доступных положений
занимаются ионами А1, так что даже слой с идеально выдержанными
размерами не может иметь осей симметрии третьего порядка. Полное
определение структуры должно включать описание способа упаковки
последовательных слоев, и попытки в этом направлении были предприняты
Грюнером (Gruner, 1932) и Хендриксом (Hendricks, 1936). По данным
порошковых рентгенограмм, Грюнер вывел для каолинита двуслойную
моноклинную элементарную ячейку с параметрами а 5,14, Ъ 8,90, с 14,51 А
и Р 100°12'. Бриндли и Робинсон (Brindley, Robinson, 1946) не смогли
проиндицировать все отражения в соответствии с такой элементарной
ячейкой и пришли к заключению, что наблюдаемым рефлексам отвечает
триклинная ячейка с параметрами а 5,15, Ъ 8,95, с 7,39 А,а 91,8°, (J 104,5—
* Термины «галлуазит» и «метагаллуазит» используются в данном значении
в нашем справочнике в соответствии с предложениями по номенклатуре глинистых
минералов, выдвинутыми подкомитетом Группы глинистых минералов (Brown, 1955).
Эти и конкурирующие с ними (соответственно «энделлит» и «галлуазит») названия
приняты различными авторами (см. Alexander et al., 1943; MacEwan, 1947; Faust,
1955).

О'
1
Ф и г. 45а. Проекция идеализированного каоли-
нитового слоя на плоскость @01) (Brindley,
Robinson, 1946).
Высота расположения атомов над плоскостью @01):
1 — атомы кислорода на высоте 0; 2—атомы кислорода
на высоте 2,19А; 3 — ионы (ОН) на высоте 4.31А;
4 — ионы (ОН) на высоте 2,19 А; 5 — атомы А1 на
высоте 3,25 А; в—атомы Si на высоте 0,60 А.
ФИГ. 456. Структура каолинита, паблюдаемая вдоль осей
у и х; показана упаковка последовательных слоев в
направлениях х ж у соответственно (Brindley, 1951).
1 — атомы кремния; 2 — атомы алюминия; 3 — атомы кислорода;
4 — ионы гидроксила.

Группа каолинита 231
105,0°, у 90°, содержащая, таким образом, атомы лишь одного слоя. Три
возможные совокупности из двух позиций [А1]6 в структуре эквивалентны
друг другу при рассмотрении лишь одного идеального слоя, но при
наложении второго слоя будут возникать различные структуры в зависимости
от направления смещения этого второго слоя относительно первого. Было
установлено, что из нескольких возможных комбинаций смещений и
заселения октаэдрических положений лишь одна дает хорошее согласие
между наблюдаемыми и вычисленными интенсивностями рентгеновских
отражений. Изучение минералов группы каолинита показало, что
последовательные слои обычно налагаются друг на друга таким образом, что атомы
кислорода из основания верхнего слоя тесно примыкают к ионам гидро-
ксила, располагающимся в вершинах смежного нижнего слоя (фиг. 46).
Такие условия могут быть достигнуты при определенных смещениях
в направлении каждой или обеих одновременно осей х ж у, которые могут
составлять ± @, Vei V3 или х/2) имеющихся в данном случае
периодов повторяемости, причем каждому смещению соответствуют свои
значения углов а и р. В идеальной структуре кристаллической решетки
каолинита величины аир должны составлять соответственно 90 и 103,5° как
следствие смещений слоев на величину—а/Зло оси х при полном отсутствии
смещения по оси у. Объяснение отклонений величины углов а и J3 от этих
идеальных значений было предложено Бриндли и Накахирой (Brindley,
Nakahira, 1958a), которые предположили, что в кристаллической
структуре каолинита существуют такие же искаженные слои тетраэдров и
октаэдров, которые были установлены у диккита (Newnham, Brindley, 1956).
Искажение каолинитового слоя (фиг. 46) видоизменяет смещение одного
слоя структуры относительно смежного с ним слоя таким образом, чтобы
все межслоевые связи О — (ОН) оказались равными, благодаря чему углы
аир приобретают значения, близкие к наблюдаемым — 91,6 и 104,8°.
На основании картин дифракции электронов монокристаллов была
описана (Пинскер, 1950) иная однослойная элементарная ячейка каолинита *;
параметры этой ячейки имели значения а 5,14, Ъ 8,92, с7,34 А, р 103°5',
пространственная группа Ст. В различных работах однослойной три-
клинной структуре каолинита ошибочно приписывается
пространственная группа Сс или Pi, тогда как в действительности пространственная
группа у нее может быть лишь Р\.
Диккит и накрит по химическому составу идентичны каолиниту,
но характеризуются другими возможными упорядоченными
последовательностями слоев. Так, диккит имеет двуслойную моноклинную
элементарную ячейку (Newnham, Brindley, 1956), а накрит — шестислойную
моноклинную ячейку (Hendricks, 1938)**. У галлуазита, Al4Si4 (ОН)8О10-
•4Н2О, между слоями в структуре присутствует один слой молекул воды.
Вследствие этого взаимное расположение слоев неупорядоченно и
межслоевое расстояние (dOoi) увеличивается приблизительно с 7,2 до 10 А.
В метагаллуазите большая часть межслоевой воды удалена и dQOl у него
* 3. Г. Пинскер A950) использовал электронограммы от текстур, а не
монокристаллов. Позднее Б. Б. Звягин A960) при полном электронографическом
определении структуры каолинита установил для этого минерала триклинную ячейку
и пространственную группу Pi.— Прим. ред.
** Это не совсем точно. Согласно результатам работ ряда исследователей
{Newnham, 1961; Звягин, Щеглов, 1962), накрит характеризуется двуслойной
элементарной ячейкой, но в отличие от диккита имеет f5 = 90°, а Ф 90° при одних
и тех же обозначениях осей а и Ъ.— Прим. ред.

232
Породообразующие минералы
сокращается примерно до величины 7,4 A (Brindley, 1951; Roy, Osborn,
1954), однако неупорядоченность в наложении слоев сохраняется. На
порошковых рентгенограммах неупорядоченность структуры галлуазита
и метагаллуазита выражается отсутствием отражений hkl и присутствием
«полос» рассеяния, свойственных структурам, имеющим лишь двумерный
• 1 О2 ©а
ФИГ. 46. Проекция на плоскость @01) сетки
Si — О смежного слоя ионов (ОН).
Рисунок иллюстрирует группировку ионов
кислорода и гидроксила в пары и искажение шестичлен-
ных колец в дикките (Newnham, Brindley, 1956).
l—атомы кремния; 2—атомы кислорода; л —ионы
гидроксила.
С з
фиг. 47. Возможное
расположение атомов кислорода и подо-
рода в слое молекул воды в
межслоевых промежутках глинистых
минералов.
В каждой из молекул К, L, М один
атом водорода не участвует в связях
внутри сетки, а служит для
соединения этой сетки с атомами кислорода
смежного силикатного слоя (Hend-
rlcks, Jefferson, 1938). 1—атомы
кислорода; 2 — атомы водорода,
располагающиеся в одной плоскости
с атомами кислорода; 3 —атомы во
дорода, располагающиеся ниже
плоскости, в которой находятся атомы
кислорода.
порядок. Возможно, что в структуре галлуазита межслоевые молекулы
воды специфически располагаются по отношению к слоям атомов
кислорода или ионов гидроксила с каждой стороны водного слоя (фиг. 47),
образуя водородные связи (Hendricks, Jefferson, 1938); в связи с этим в
наложении слоев может существовать некоторая степень упорядоченности.
Межслоевая вода галлуазита может замещаться гликолем, что приводит
к увеличению межнлоскостного расстояния d001 с 10 Л до величины
примерно 11 А. У других кандитов явление набухания не проявляется
совершенно. У галлуазитов часто наблюдаются трубчатые формы кристаллов,
значение которых рассматривается ниже.
Необычный минерал группы каолинита, состоящий из трубчатых
частиц, был описан как «гидратированный каолин»*. По своей структуре
* Очевидно, авторы здесь оговорились, так как в действительности отот
минерал был назван «трубчатым каолином».— Прим. ред.

Группа каолинита
233
он отличается от галлуазита и каолинита (Honjo et al., 1954). Согласно
картинам дифракции электронов, этот минерал имеет триклинную
двуслойную элементарную ячейку с параметрами а 5,15, Ъ 8,95, csin|3 7Д6А,
а 91,8°, р 83°, у 90° *; в некоторых образцах минерала хорошо
проявляется трехмерная упорядоченность. Цилиндрическая ось трубчатых
кристаллов, наблюдаемых на электронно-микроскопических снимках, совпадала
с направлениями [100], [010] или [310] **. Рентгенограммы некоторых
образцов каолинита, состоящих из обычных пластинчатых кристаллов,
имеют промежуточный характер между типичными рентгенограммами
каолинита и галлуазита. Это выражается в том, что в пих, помимо базаль-
ных рефлексов и некоторых полос hk, присутствуют резкие рефлексы
с индексом k, кратным 3. Такая картина свидетельствует об
упорядоченном наложении слоев относительно оси х, но с беспорядочными
смещениями, кратными 6/3, в направлении оси у. В этом случае а = 90°, р = 104,5°.
Эта структура типична для каолинитов, присутствующих в некоторых
огнеупорных глинах. Неупорядоченное расположение каолинитовых
слоев часто наблюдалось и в других случаях, например в каолиновой глине
из Пугу, Танганьика (Robertson et al., 1954), Интересно отметить, что
в последнем случае кристаллы с меньшей степенью порядка не обязательно
Таблица 31
ПАРАМЕТРЫ ЭЛЕМЕНТАРНЫХ ЯЧЕЕК МИНЕРАЛОВ ГРУППЫ КАОЛИНИТА
Минерал
Каолинит
Диккит
Накрит
Минерал
огнеупорной
глины
Галлуазит
Метагаллуазит
«Трубчатый
каолин»
а-(к)
5,15
5,15
5,15
5,2
5,2
5,2
5,15
Ь(А)
8,95
8,95
8,96
8,9
8,9
8,9
8,95
с (А)
7,39
14,42
43,0
7,39
10,1
7,2
7,39
а"
91,8
90
90
104,5—
105,0
96,8
90
90
90
90
(Смещения слоев
в направлении
оси у)

Количество
слоев
в
ячейке
1
2
6
(Смещения слоев в одном
или нескольких
направлениях; таблитчатый)
(Беспорядочные
смещения слоев в
направлении осей хну)
91,8
83
90
2
i
Сингопия
Три-
клинная

Моноклинная

Моноклинная
—
—
Три-
клинная
Источник
Brindley,
Robinson, 1946
Newnham,
Brindley,
1956
Hendricks,
1938
I
Brindley,
1951
1
Honjo ot al.,
1954
* С экспериментальными данными еще лучше согласуется моноклинная
двуслойная элементарная ячейка и структура моноклинной симметрии Сс (см. Звягин,
1964).— Прим. ред.
** Указанные дифракционные особенности, как правило, наблюдаются на
электронограммах монокристаллов всех галлуазитов, поэтому нет оснований
связывать эти особенности с неким «трубчатым каолином», который, очевидно, не что
иное, как дегидратированный галлуазит.— Прим. ред.

234
Породообразующие минералы
были хуже раскристаллизованы макроскопически. В табл. 31 приводятся
параметры элементарных ячеек различных минералов группы каолинита,
причем каждый из них характеризуется своеобразной порошковой
рентгенограммой (Кегг et al., 1950; Brindley, 1951, и др.). Следует отметить,
что образцы, которые по совершенству структуры занимают
промежуточное положение между каолинитом и частично упорядоченным минералом
огнеупорных глин, встречаются довольно часто; вероятно, существуют
также промежуточные формы между каолинитом огнеупорных глин
и структурно неупорядоченным галлуазитом (Bramao et al., 1952;
Murray, 1954).
По данным электронной микроскопии, каолинит, диккит и накрит
состоят из пластинчатых кристаллов, тогда как галлуазит имеет
трубчатую форму частиц (Bates et al., 1950; Bates, Comer, 1959). Трубчатую
@01)
a 6
ФИГ. 48. Предполагаемые соотношения между формой кристаллов и
кристаллической структурой галлуазита.
a — трубчатый кристалл в перспективе; б — поперечный разрез, показывающий
расположение кристаллографических осей и плоскостей (Bates et al,, 1950).
форму кристаллов со структурной точки зрения можно объяснить,
принимая во внимание, что каолинитовый слой состоит из двух частей: гиб-
бситоподобного слоя октаэдров с периодом повторяемости b ~ 8,62 А
и сетки тетраэдров Si2O5 с Ь ~ 8,93 А. Вследствие неравенства размеров
составных частей сложного слоя возникает тенденция к его
цилиндрическому изгибу вокруг оси х с расположением октаэдров на внутренней
стороне цилиндра *. Изгибы слоев могут происходить и вокруг оси у или
какого-либо другого направления в плоскости слоя, как это
действительно имеет место в случае описанного выше «трубчатого каолина» (фиг. 48).
Предполагается, что в решетке каолинита, диккита и накрита
водородные связи между смежными слоями настолько значительны, что
преодолевают тенденцию к изгибу слоев, тогда как у галлуазита межслоевые
молекулы воды и нарушения в упаковке слоев ослабляют межслоевые силы
и допускают сворачивание слоев, снимающее напряжения, свойственные
плоскому слою. Более тесное сближение слоев в метагаллуазите должно
способствовать продольному расщеплению трубок, и на
электронно-микроскопических снимках видны трещиноватые и частично свернутые трубки.
Точные структурные соотношения между «трубчатым каолином» и галлу-
* Таким представлениям о механизме изгиба противоречат реплики галлуази-
товых частиц, наблюдаемые в электронном микроскопе; они показывают, что частицы
галлуазита имеют форму не цилиндров, а призм с плоскими гранями. Кроме того,
согласование размеров сеток тетраэдров и октаэдров осуществляется за счет
поворотов тетраэдров вокруг нормали к их основаниям.— Прим. ред.

Группа каолинита 235
азитом полностью еще не выяснены. Трубчатые кристаллы галлуазита
можно сравнить с аналогичными формами для хризотила (см. стр. 199).
В обоих случаях изгиб возникает иа-за несоответствия размеров сеток
тетраэдров и октаэдров слоя, однако направления радиусов кривизны
в сопоставляемых случаях прямо противоположны. Так, у галлуазита
на внешней стороне изогнутого слоя располагается сетка тетраэдров,
а у хризотила — сетка октаэдров. Бейтс (Bates, 1959) ввел
морфологический индекс М, определяющий количественную меру несоответствия
сеток слоя и связанный с природой и количеством изоморфных замещений
катионов в сетках тетраэдров и октаэдров. Величина М изменяется от
примерно -г72 у хризотилов до —77 у галлуазитов. Бейтс, однако, отмечает,
что в серпентиновой и каолинитовой группах наряду с изоморфными
замещениями катионов важную роль в разграничении пластинчатых и
трубчатых разновидностей играет также количество водорода. В этом смысле
особенно важное и решающее значение водород имеет, вероятно, в группе
каолинита.
Анокситом называют минерал, сходный с каолинитом по большинству
признаков, но имеющий более высокое отношение БЮг : А12Оз- В
структурном отношении эта особенность аноксита связывалась с замещением
[А1]в на Si или с вакантностью октаэдрических положений А1. Ввиду
большого сходства порошковых рентгенограмм и дифференциальных
кривых нагревания каолинита и аноксита более вероятно предположение, что
избыточный кремнезем присутствует в структуре аноксита либо в форме
упорядоченных ассоциаций в качестве незакономерно встречающихся
слоев SiO2 или 4SiO2-H2O. (Hendricks, 1942), либо в виде аморфного
кремнезема. Сдвоенные кремнекислородные сетки должны иметь толщину
около 7,1 А и, следовательно, не могут заметно изменять характер порошковых
рентгенограмм (Brindley, 1951). Еще один минерал из группы
каолинита — аллофан, часто ассоциирующий с галлуазитом, по составу близок
к каолиниту или анокситу; однако рентгеновское изучение показывает,
что он аморфен.
От других глинистых минералов представители группы каолинита
отличаются характерными порошковыми рентгенограммами, на которых
присутствуют базальные рефлексы при 7,14 и 3,57 А, однако похожие
рентгенограммы дают некоторые хлориты, в связи с чем для точной
диагностики необходимо применять и другие испытания (см. стр. 245). В
пределах каолинитовой группы отдельные минералы — каолинит, диккит и на-
крит ■— обычно- различаются своими дифракционными картинами из
резких линий. Бриндли (Brindley, 1951) полностью рассмотрел более тонкие
различия между рентгенограммами каолинита, минерала огнеупорных
глин и галлуазита. У галлуазита базальное межплоскостное расстояние
10 А после дегидратации уменьшается до 7,4 А и увеличивается примерно
до 11 А после обработки гликолем. Эта особенность и другие методические
приемы помогают отличить галлуазит от иллита, также имеющего
базальное межплоскостное расстояние 10 А.
Химизм
Химический состав собственно каолинита изменяется мало. Судя
по химическим анализам (табл. 32), в структуру каолинита могут входить
небольшие количества различных ионов, однако вследствие тонкозерни-

Таблица 32
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МИНЕРАЛОВ ГРУППЫ КАОЛИНИТА
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H20+
н2о-
p2o5
Сумма
Np
Nm
Ng
2V
l
45;80
39,55
0,57
0,18
0,14
0,41
0,03
13,92
0,17
100,77
1,562
1,566
1,568
2
46,07
0,50
38,07
0,33
0,01
0,38
0,27
0,43
13,47
0,43
99,06
3
45,72
0,42
39,82
0,10
0,16
0,36
13,67
0,55
100,80
—
4
45,48
0,86
38,84
0,19
0,17
0,24
0,24
0,42
13,66
0,71
100,81
—
5
46,14
39,61
13,91
99,66
1,560
1,562
1,566
Очень
большой ( + )
Количества ионов в пересчете на 18 (О, ОН)
Si
А1
Ti
Fe+s
Fe+2
Mg
Ca
Na
К
OH
3,94
4,01
—
0,04
0,01
0,02
4,08
0,04
—
0,00
7,98
4,02
3,91
0,03
0,02
0,00
0,04
0,05
0,05
7,83
3,96
3,95
4,05
0,03
0,01
0,03
0,04
7,97
4,09
3,94
3,97
0,06
0,01
0,02
0,02
0,04
0,05
7,90
4,06
3,98
4,03
8,00
4,03
1. Гипогепный каолипит из гидротермальных жильных медно-свинцово-цинковых руд,
рудник Микаво, Ниигата, Япония (Nagasawa, 1953).
2. Каолипит, Меса-Олта, Нью-Мексико; содержит 3,61% примесей (Kerr et. al., 1950).
Анализ фирмы «Леду энд компани», Нью-Йорк.
3. Каолинит, Льюистаун, Монтана; содержит 2,56% примесей (Kerr et. al., 1950). Анализ
фирмы «Леду энд компани», Нью-Йорк.
4. Каолинит, Марфрисборо, Арканзас; содержит 2,85% примесей (Kerr et. al., 1950).
Анализ фирмы «Леду энд компани», Нью-Йорк.
5. Кристаллы диккита белого и желтоватого цвета, округ Шуилкилл, Пенсильвания
(Honess, Williams, 1935). Аналитик Г. А. Врсйди.

SiO2
ТЮ2
A12O3
Fb2O3
FeO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
P2O5
Сумма
Np
Nm
Ng
2V
6
44,87
0,64
38,04
1,67a
—
0,28
0,17
—
0,12
14,416
—
—
100,20
1,560—1,561
—
1,566 — 1,567
50° (-1 )
7
46,15
—
38,93
—
0,36
0,27
—
—
14,196
—
—
99,90
1,561
1,563
1,566
—
к
45,99
—
39,16
0,34
—
0,09
0,17
0,14
0,27
13,706
—
—
99,86
1,560
1,563
1.566
80°(-)
Таблица 32
0
44,4fi
0,15
36,58
0,36
0,07
0,18
0,19
1,01
0,51
13,38
4,05
0,18
100,12
—
—
(продолжение)
io
43,98
0,01
38,46
—
0,03
—
0,32
0,14
0,48
14,59
2,58
■—
100,59
—
—
—
Количества ионон к пересчете на 18 (О, ОН) п
Si
Al
Ti
Ге+»
Fe+2
Mg
Са
Na
К
ОН
3,91
3,91
0,04
0,11
0,04
0,02
—
0,01
8,00
4,10
3,99
3,97
0,05
0,03
8,00
4,02
3,97
3,99
0,02
0,01
0,02
0,02
0,03
8,00
4,02
4,01
3,89
0,01
0,02
'0,01
0,02
0,02
0,00
0,06
8,04
3,95
3,85
3,97
0,01
0,03
0,02
0,05
8,52
3,98
10.
Массивный диккит, ассоциирующий с алунитом, из измененного порфира, массив Кара-чеку,
Каркаралинск, Казахстан (Накопили, 1940). Аналитик М. П. Васильева.
Диккит из жилы в измененном порфирите, Шокозан, Япония (Yoshllu, 1834).
Белый чешуйчатый минерал с жемчужным Блеском, по-видимому накрит, из
гидротермальной жилы в альбитовом диабазе, Эски-Орда, Симферополь, Крым (Никогосяп, 1934).
Белый галлуазит, Бедфорд, Индиана (Кегг et al., 1950). Анализ Лаборатории
химического анализа горных пород Геологического общества Америки.
Галлуазит, Юрика, Юта (Кегг et, al., 1950). Анализ Лаборатории химического анализа
горных пород Геологического общества Америки.
Суммарное железо определялось как
Потери при прокаливании.
В анализах 6, 7, 8 НгО+ отдельно не определялась. Количества ионов в этих анализах
вычислялись без учета потерь при прокаливании; принималось 10 атомов О и 8
атомов (ОН), т. с. в эквиваленте к 14 О на формульную единицу.

238 Породообразующие минералы
стости глинистого вещества трудно судить о полном удалении
посторонних примесей, и поэтому масштабы изоморфных замещений определить
трудно. Тем не менее можно привести средние содержания малых
компонентов, определенные по ряду имеющихся в литературе химических
анализов каолинита с заведомо малым количеством посторонних примесей:
ТЮ2 1,0, Fe2O3 0,5, FeO 0,1, MgO 0,15, CaO 0,3, Na2O 0,3, K2O 0,5%.
Титан, железо и магний, вероятно, изоморфно замещают [А1]6, тогда
как кальций, натрий и калий присутствуют или как адсорбированные
(обменные) катионы или в качестве механической примеси глинистых
минералов, например иллита или монтмориллонита. Диккит и накрит не
отличаются по химическому составу от каолинита, но для галлуазита
характерно более высокое по сравнению с каолинитом содержание Н2О+. И если
формулу каолинита в виде окислов можно изобразить как Al2O3-2SiO2 •
• 2Н2О, то идеальный состав галлуазита отвечает формуле Al2O3-2SiO2 •
• 4Н2О. В этой полностью гидратированной форме галлуазита 2Н2О
соответствуют структурным ионам (ОН), тогда как остальная вода
присутствует в виде межслоевых молекул. В большинстве случаев, если
не всегда, межслоевая вода входит не в содержание компонента Н2О+,
определяемое химическим анализом, а проявляется в виде Н2О~. В связи
с этим несколько повышенное содержание Н2О+ в галлуазите по
сравнению с каолинитом можно объяснить либо присутствием межслоевой воды,
либо некоторым замещением ионами (ОН)" ионов О~2 в слоях
кристаллической структуры минерала. Хорошо известны структурные триоктаэдри-
ческие аналоги каолинита (например, серпентин, амезит, шамозит, кронш-
тедтит), однако в структуре каолинита не наблюдается изоморфных
замещений А1 группой (Mg, Fe) с параллельным замещением кремния
алюминием (или без этого последнего замещения), приводящих к возникновению
триоктаэдрических форм.
У каолинитовых минералов (за исключением галлуазита) емкость
катионного обмена очень мала по сравнению с другими глинистыми
минералами. В связи со строгим соответствием реального состава
каолинитовых минералов с идеальными химическими формулами слои в структуре
этих минералов почти всегда электрически нейтральны, и дополнительные
катионы могут ими адсорбироваться в местах ненасыщенных
валентностей на ребрах кристаллов и в участках локальных нарушений структуры.
Кроме того, в минералах группы каолинита некоторые катионно-обмен-
ные реакции могут осуществляться за счет ионов водорода в группах
(ОН)", а у галлуазита может осуществляться обмен с ионами водорода,
входящими в молекулы межслоевой воды. Как и следует ожидать в
случае, если главную роль в ионно-обменных реакциях играют ребра и
поверхность кристаллов, емкость катионного обмена каолинита возрастает
при уменьшении размера частиц. Емкость катионного обмена у каолинита
и метагаллуазита обычно равна примерно 10 мг-экв/ЮО г сухого вещества,
тогда как среднее значение этого показателя у галлуазита около
40 мг-экв/ЮО г. Эти величины можно сравнить с соответствующими
значениями для монтмориллонита и иллита, равными приблизительно
100 и 20мг-экв/ЮО г. Измерения показателя ионизации свидетельствуют,
что прочность связи каолинита с обменными катионами довольно слабая.
Эти данные наряду с большой скоростью ионно-обменных реакций у
каолинита подтверждают предположение, что обменные катионы
располагаются в каолините не между слоями структуры, а вероятнее на ребрах
кристаллов. Однако у каолинита из Пугу, Танганьика (Robertson et al.,
1954), наблюдалась повышенная емкость катионного обмена (прибли-

Группа каолинита 239
зительно 7,4 мг-экв/100 г) с одновременным изоморфным замещением
[Si]1 ионами [А1]4. Если емкость катионного обмена у каолинита меньше,
чем у других глинистых минералов, то емкость анионного обмена у него,
наоборот, выше, что можно связать с присутствием способных замещаться
ионов (ОН)" на внешних сторонах слоев. Способность каолинита
фиксировать фосфатные ионы имеет важное значение в почвоведении (Haseman
et al., 1950; Low, Black, 1950). Примерно в таких же количествах, как
катионы, каолинит может адсорбировать заряженные органические ионы
(например, ионы аммония, частично замещенные органическими
молекулами), а также нейтральные органические молекулы. Последние
(например, гликоль или глицерин), как известно, имеют характер диполей,
благодаря чему они могут притягиваться к заряженным положениям на
поверхности кристаллов. В структуру галлуазита органические жидкости
проникают свободно, замещая межслоевую воду, которая и сама имеет
дипольный характер, обусловленный свойствами ее молекул. В каждый
межслоевой промежуток галлуазита входит лишь один слой молекул
воды по сравнению с двумя слоями, имеющимися между слоями
вермикулита. Вероятно, это связано с полярным характером каолинитовых
слоев, тогда как у вермикулита они симметричны (MacEwan, 1948).
В последнем минерале, кроме того, присутствуют межслоевые катионы,
допускающие образование гидратных оболочек, которые в свою очередь
способствуют вхождению двух слоев молекул воды. Видимо, присутствие
воды между слоями глинистых минералов облегчает проникновение
в структуру органических жидкостей, так как после частичной
дегидратации галлуазит поглощает меньше органических жидкостей, а
наименьшее их количество проникает в структуры собственно каолинита и
полностью дегидратированного галлуазита (метагаллуазита).
С характером адсорбции органических жидкостей тесно связана
способность глинистых минералов к окрашиванию (Faust, 1940; Weil-Mal-
herbe, Weiss, 1948; Milenz et al., 1951). Минералы группы каолинита
в чистом виде не окрашиваются бензидином, тогда как монтмориллониты
под воздействием этого вещества приобретают голубую окраску. Как
обработанный, так и не обработанный кислотой каолинит адсорбирует
красный краситель сафранин «у» и зеленый краситель — малахитовую
зелень, обнаруживая после этого плеохроизм. В результате воздействия
сафранина «у» каолинит приобретает желтовато-красный цвет в
направлении, перпендикулярном спайности, и красновато-фиолетовый цвет
параллельно спайности. Малахитовая зелень сообщает каолиниту
соответственно голубую и желтовато-зеленую окраску. Аналогичным образом
адсорбируются эти красители галлуазитом, окраска у которого, однако,
распределяется пятнами. Галлуазит не плеохроирует после окрашивания,
тогда как монокристаллы диккита и накрита окрашиваются очень слабо,
но приобретают и некоторый плеохроизм. Тонкозернистые агрегаты
диккита и накрита также заметно воспринимают окраску. (Монтмориллонит
окрашивается сафранином «г/» в фиолетово-голубой, а малахитовой
зеленью — в оранжево-желтый цвет.) Реакции окрашивания не очень
надежны как метод определения минералов, так как иногда минералы
ведут себя аномально; кроме того, при использовании этого метода
необходимо очень строго учитывать присутствие примесей, например
монтмориллонита и неглинистых минералов, в каолинитовых глинах.
Каолинит очень плохо растворяется в серной кислоте, причем легче
поддаются воздействию этого реагента плохо раскристаллизованные
агрегаты каолинита, а также галлуазит.

240 Породообразующие минералы
Дифференциальные кривые нагревания и дегитратации широко
используются при изучении и идентификации глин. Дегидратация гал-
луазита протекает в несколько стадий. Часть адсорбированной этим
минералом воды (поверхностной и межслоевой) удаляется при нагревании
до 110° С; остальная вода удаляется постепенно и минерал неполностью
освобождается от нее даже при температуре около 400° С. При комнатной
температуре в условиях малой влажности может образоваться частично
дегидратированный галлуазит с содержанием одной, а не четырех молекул
воды на формульную единицу, обладающий базальным рефлексом при
7,4 А на порошковой рентгенограмме (Brindley, Goodyear, 1948). Полная
дегидратация галлуазита с образованием метагаллуазита обычно
необратима; каолинитовые слои при этом сближаются и вода не может вновь
проникнуть в межслоевое пространство, а образующиеся осколки
трубчатых частиц не способны вновь соединяться. Мак-Юан (MacEwan, 1946),
однако, показал, что метагаллуазит, полученный при медленной
дегидратации галлуазита и содержащий, вероятно, некоторое количество
остаточной межслоевой воды, может адсорбировать гликоль. Следовательно,
он может полностью регидратироваться и, таким образом,
регенерироваться до галлуазита.
Каолинит содержит небольшое количество поверхностной
адсорбированной воды, и большая часть воды, присутствующей в его составе в
форме конституционных ионов (ОН), выделяется при температуре
400—525° С (Ross, Kerr, 1931). Температура выделения воды из
каолинита меняется в зависимости от размера его частиц и условий
эксперимента; аналогичные колебания температуры дегидратации
наблюдаются и у аноксита. На дифференциальных кривых нагревания каолинита
и аноксита процесс дегидратации выражается эндотермическим пиком
при температурах 400—600° С. У диккита и накрита этот эндотермический
эффект проявляется при температурах на 100° выше, что, возможно,
в большей мере является выражением относительно более крупных
размеров частиц этих минералов, нежели их большей термической
устойчивости (Roy, Brindley, 1956). Эндотермический пик, соответствующий потере
(ОН), у галлуазита проявляется при несколько меньших температурах,
чем у каолинита (Grimshaw et al., 1945), что, возможно, связано также
с более тонкодисперсным состоянием агрегатов галлуазита. Картью
(Carthew, 1955) описал методику количественной оценки содержания
каолинита при помощи дифференциального термического анализа, в которой
сводится к минимуму влияние размера частиц и степень кристалличности
препаратов.
В результате нагревания минералов группы каолинита до полного
удаления молекул воды и ионов (ОН), что в большинстве образцов
происходит при температуре около 650° С (и во всех случаях — при 800° С),
возникают дегидратированные продукты, называемые метакаолинитом,
метадиккитом и т. д. Эти вещества обычно очень неупорядоченны, но на
рентгеновских и электроннографических дифракционных картинах в них
все-таки проявляется некоторая остаточная упорядоченность (Brindley,
Hunter, 1955; Roy et al., 1955). Природа этих метафаз точно не известна,
но все они похожи по способности превращаться в хорошо упорядоченный
каолинит (не диккит и но галлуазит) в результате регидратации в
условиях продолжительной гидротермальной обработки при температурах
200—400° Си давлениях 2000—20 000 фунт I кв. дюйм (~140~ 1400 кг/см2)
(Van Niewenberg, Pieters, 1929; Roy, Brindley, 1956). Характерная
особенность метадиккита заключается в том, что на его рентгенограммах

Группа каолинита 241
появляется сильный рефлекс 14 А, отсутствующий как у собственно дик-
кита, так и у других минералов группы каолинита (Hill, 1955). Эта
особенность диккита напоминает поведение некоторых серпентиновых
минералов (Nelson, Roy, 1954; Brindley, Zussman, 1957).
Явление дегидратации у минералов группы каолинита,
соответствующее эндотермическому эффекту при температурах 400—650°, изучалось
рядом исследователей (Murray, Whjte, 1955; Brindley, Nakahira, 1957).
Измерения потери веса в изотермических условиях показали, что
скорость дегидратации определенно зависит от размеров и формы образца
и степени его уплотнения, что связывается с количеством паров воды,
удерживаемых внутри образца. Для бесконечно тонкого дисковидного
образца эти реакции проявляются в строгом порядке и подчиняются
соотношению Аррениуса к = const X ехр (—EIRT) (& —константа
скорости реакции, Е — энергия активации, Т — абсолютная
температура).
При нагревании каолинита до температуры выше 800° его структура
разрушается и не может быть восстановлена при гидратации. Многие
исследователи изучали продукты разложения каолинита, образующиеся
при различных температурах, и пытались увязать характер этих
продуктов с резким экзотермическим пиком, наблюдающимся на
дифференциальных кривых нагревания каолинита при температуре 900—1000° С.
При этом возникло почти столько же мнений, сколько исследователей
занималось этим вопросом. Так, Инсли и Юэлл (Insley, Ewell, 1935)
приписывают экзотермический эффект образованию y-A12O3 за счет
аморфного глинозема и последующей кристаллизации муллита, тогда как
другие авторы увязывают его с кристаллизацией муллита за счет мета-
каолинита. Видимый эффект этого превращения может меняться в
зависимости от кристалличности исходного каолинита и от характера процесса
нагревания. Так, в хорошо упорядоченном каолините при нагревании
до 1000° и последующем охлаждении присутствует больше муллита,
чем в образцах неупорядоченного минерала (Johns, 1953), тогда как
у галлуазита (еще мепее упорядоченного) при таких опытах муллит
появляется лишь после обжига при температуре 1100° С. По данным
Ричардсона (Richardson, 1951), у-глинозсм кристаллизуется при
температурах 900—1050° С, кристобалит — в интервале 1100—1300° С, а
муллит — при температурах 950—1350° С. Муллит часто образует иголки,
ориентированные определенным образом в отношении исходных
кристаллов каолинита, что позволяет предполагать его образование до полного
разрушения структуры каолинита (Gomeioro et al., 1948). Полагают,
что при нагревании неупорядоченных образцов до температур,
соответствующих экзотермическому эффекту и даже несколько более высоких,
муллит не удается наблюдать лишь визуально, а в действительности
он все-таки образуется, но является очень слабо кристалличным; при
более высоких температурах степень кристалличности муллита возрастает
и он становится различимым.
В более поздних работах, посвященных процессу разложения
каолинита (Steadman, Youell, 1957; Brindley, Nakahira, 1958 a, b)
высказано предположение, что стадия 7~глинозема в этом случае
отсутствует. Вещество, принимавшееся ранее за у-глинозем, в
действительности представляет собой кремниевую шпинель с дефектной структурой,
многочисленные нарушения которой зависят от отношения Si : Al.
Бриндли и Накахира (Brindley, Nakahira, 1958 а, Ъ) представили
превращения, происходящие при нагревании каолинита, в виде
16 MS 1263

242 Породообразующие минералы
серии последовательных реакций:
Al2O3-2SiO2-2H2O >■ Al2O3-2Si02 + 2H20,
Каолинит 500° С Метакаолинит
2(AI2O3-2SiO2) > 2Al2O3-3SiO2 + SiO2
925° С Кремниевая
шпинель
2Al2O3-3SiO2 * 2(Al2O3-SiO2) + SiO2,
1100° С Фаза типа Кристобалит
муллита A :1)
3(Al2O3-SiO2) * 3Al2O3-2SiO2 + SiO2.
Выше Муллит C:2) Кристобалит
1400° С
Эта схема более обоснована, чем предположение о разделении каолинита
сначала на глинозем и кремнезем с последующим образованием муллита
за их счет. По концепции Бриндли и Накахиры в процессе нагревания
каолинита сохраняется структурная основа и слои кислорода устойчиво
сохраняют свое расположение в серии превращений каолинит —
метакаолинит — кремниевая шпинель — муллит. Предполагается, что при
температурах, слишком низких для кристаллизации кристобалита,
присутствует аморфный кремнезем. Гласе (Glass, 1954) указывал, что
различия в результатах опытов по разложению каолинита в некоторых
случаях могут быть обусловлены присутствием таких примесей, как слюда.
По данным Гласса, на дифференциальной кривой нагревания каолинита
обнаруживается второй экзотермический эффект при температуре около
1200° С, соответствующий образованию муллита и SiO2, а также третий
пик при температуре около 1300° С, отвечающий превращению
избыточного кремнезема в кристобалит. Эти температуры превращений были
установлены в неравновесных условиях частного опыта и могут отражать
только последовательность переходов.
Синтез. Каолинит и реже диккит и накрит были получены методом
гидротермального синтеза многими исследователями, использовавшими
в качестве исходного материала гели состава А12О3 — SiO2 или А1(ОНK —
SiC>2 с соответствующими отношениями компонентов при температурах
250—400° С (Ewell, Insley, 1935; Пермяков, 1936; Noll, 1944). Каолинит
был также получен при обработке полевых шпатов разбавленной НС1
при температурах около 350° С (Schwarz, Trageser, 1933; Gruner, 1944,
и др.). Наконец, многие глинистые минералы, в том числе каолинит,
синтезировались при низких температурах путем смешивания очень
разбавленных растворов силикатов или силикатов и алюминатов с
разбавленными растворами солей магния и алюминия (Gaillere, Henin, 1947; Henin,
Robichet, 1953). В процессе изучения фазовых равновесий в системе
А12О3—SiO2—Н2Опри независимо друг от друга контролируемых
температуре и давлении водяного пара минералы группы каолинита были
синтезированы из соосажденных гелей А12О3 — SiO2 при температурах между
150 и 405° С в условиях различного давления воды (Roy, Osborne, 1954).
Уверенное разграничение каолинита и диккита и накрита в этих опытах
невозможно; тем не менее выявилось, что у этих трех минералов один
и тот же верхний предел устойчивости. Все минералы группы каолинита
разлагались приблизительно при температуре 405° С в интервале
давлений от 2500 до 25000 фунт/кв. дюйм (от ~185 до ~1850 кг/см?).
Преобладающим продуктом искусственного гидротермального разложения као-

Группа каолинита 243
линита является гидральсит — вещество, имеющее примерную формулу
2Al2O3-2SiO2-H2O и не встреченное в природе. Кристаллическая
структура гидральсита не изучалась, но, судя по его составу и параметрам
элементарной ячейки (а 5,14, Ъ 8,90, dooi 8,91 А), она близка к структуре
пирофиллита. При некоторых условиях в продуктах разложения
каолинита совместно с гидральситом появляется и пирофиллит. Исследования
по гидротермальному синтезу каолинита пролили свет на вопрос
образования муллита. В равновесных условиях в процессе экспериментов
по гидротермальному синтезу при температуре выше 575° С каолинит
полностью переходит в муллит и кристобалит. Определение равновесий
показало также, что температуры разложения диккита, накрита, галлуа-
зита и каолинита одинаковы, и, таким образом, различия
дифференциальных кривых нагревания этих минералов могут быть лишь результатом
влияния размеров частиц. Галлуазит или метагаллуазит синтезировать
не удалось, так же как не удалось получить галлуазит из метагаллуазита,.
однако экспериментальные данные позволяют предполагать, что в
условиях давления около 5000 фунтике, дюйм (~350 кг/см2) верхний предел
устойчивости галлуазита соответствует температуре около 175° С и что
метагаллуазит образуется лишь в качестве продукта дегидратации
галлуазита.
Оптические и физические свойства
Минералы группы каолинита могут встречаться в плотных массивных
блоках, в виде червеобразных и зернистых агрегатов, радиально-лучистых
пластинок и «стопок» тонких пластиночек («книжки»); последние особенно
характерны для диккита. Таблитчатая форма кристаллов каолинита
не всегда видна под обычным микроскопом, однако такие кристаллы
хорошо различимы на электронно-микроскопических снимках; иногда длина
их достигает 2 мм. По совершенной спайности по {001} кристаллы
каолинита расщепляются на гибкие, но неупругие пластинки, величина которых
иногда позволяет точно определить оптические свойства минерала. Однако
к таким замерам нужно относиться с осторожностью, так как они могут
сильно зависеть от примесей и от адсорбированной воды. В кристаллы
некоторых глинистых минералов могут проникать жидкие органические
иммерсионные среды и изменять их светопреломление, но у каолинита
и метагаллуазита это явление отсутствует. Измеренные величины двупре-
ломления могут меняться в зависимости от характера используемой
иммерсионной жидкости. Это показывает, что частицы здесь настолько
малы, что может возникать двупреломление формы, накладывающееся
на собственное двупреломление минерала.
Оптические свойства каолинита и аноксита сходны; в табл. 33 они
сопоставляются с оптическими свойствами диккита и накрита. В
мелкозернистых образцах можно измерить только средний показатель
преломления, который у галлуазита меньше, чем у каолинита (приблизительно'
1,530). Среднее светопреломление метагаллуазита равно 1,55—1,56,.
а двупреломление у него меньше, чем у каолинита, и примерно равно*
0,002 (Correns, Mehmel, 1936). Во всех кристаллических разновидностях
минералов группы Ng параллельно у, а плоскость оптических осей
перпендикулярна @10).
16*

244
Породообразующие минералы
Т а б лица 33
ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ ГРУППЫ КАОЛИНИТА
Каолинит
Диккит
Накрит
1
1
1
Np
,533—1
,560—1
,557—1
,565
,564
,560
1
1
1
Nm
,559—1
,561—1
,562—1
,569
,566
,563
1
1
1
Ng
,560—1
,566-1
,563-1
,570
, 570
,566
Ng
0,
0,
о,
-Np
006
006
006
2V
24-50°
50—80°
40—90°

Оптический
знак
(-)
(+)
(+)(-)
Nm : -x
1—3,5°
14—20°
10°
На электронно-микроскопических снимках каолинита видно большое
количество частиц с хорошо выраженными прямолинейными ребрами;
иногда видны тонкие пластинки с четкими углами, равными 60°. У дик-
кита обнаруживается еще большее количество те^ких хорошо
образованных псевдогексагональных кристаллов, тогда как частицы накрита,
аноксита и аллофана имеют менее правильную форму. Обычно проявляется
широкий разброс размеров частиц, но средний размер частиц минералов
группы каолинита равен примерно 0,04 и.. Галлуазит образует
преимущественно волокнистые, а не пластинчатые кристаллы, причем в отличие
от амфибол-асбестов на электронно-микроскопических снимках отчетливо
виден трубчатый или рулонообразный характер волокон галлуазита.
Иногда такие кристаллы имеют облик лент с закрученными кромками,
а иногда они выглядят как свитки, не свернутые до конца и имеющие лопа-
товидные очертания; такие формы встречаются преимущественно у мета-
галлуазита (Bates et al., 1950; Bates, Comer, 1959). Изучение
многочисленных электронно-микроскопических снимков минералов группы
каолинита (Bates, 1959) показало, что существует вся серия кристаллических
форм: от хорошо раскристаллизованных гексагональных кристаллов
каолинита, через удлиненные пластинки, щепковидные осколки с
кристаллографическими ограничениями, щепковидные загнутые частицы
до трубчатых кристаллов галлуазита. Возможная интерпретация
трубчатых кристаллов уже была дана выше. Трубки обладают средним
внешним диаметром0,04 \i, а средняя толщина стенок у них 0,02 \i. Кристаллы
трубчатой формы установлены и для части образцов каолинита (Honjo
et al., 1954; Visconti et al., 1956) *.
Удельный вес глинистых минералов точно определить трудно, так как
он сильно меняется в зависимости от степени их гидратации. У каолинита
обычно воспроизводимо устанавливается значение удельного веса,
равное 2,63 г/см3, тогда как удельный вес галлуазитов меняется от 2,55 г/см3
у дегидратированных образцов до 2,0 г /см3 и зависит от содержания воды.
Удельный вес диккита и накрита приблизительно равен 2,60 г/см3, что
близко к теоретическому его значению. Галлуазит и монтмориллонит
можно отделить друг от друга и выделить из других природных глин
методом флотации в растворе спирта в бромоформе (Loughnan, 1957).
По определениям, в таких растворах удельные веса галлуазита и
монтмориллонита равны соответственно около 2,2 и 1,85.
Хорошо известна пластичность каолинита и других глинистых
минералов, приобретаемая ими при увлажнении, но природа пластичности
не совсем ясна. Максимальная пластичность глин достигается при
увлажнении их некоторым оптимальным количеством воды. В связи с этим
* См., однако, примечание на стр. 234. —Прим. ред.

Группа каолинита 245
существуют разногласия в вопросе о количестве слоев молекул воды,
адсорбируемых на поверхности глинистых частиц. Имеются основания считать,
что молекулы воды на поверхности глинистых частиц находятся не в бест
порядочном жидкостном состоянии, а располагаются закономерно
и, вероятно, связываются ионами водорода друг с другом и с ионами
кислорода и гидроксила на внешних поверхностях каолинитовых слоев.
Адсорбированная вода, по-видимому, имеет большую плотность и
вязкость, чем обычная (см. Grim, 1943). Высказывались различные
предположения о характере распределения адсорбированных молекул воды
(например, Hendricks, Jefferson, 1938; Barshad, 1949; Williamson, 1951).
Величина адсорбции воды глинами в значительной мере зависит от
присутствия катионов или анионов, причем последние в случае каолинита
и сами могут адсорбироваться поверхностями кристаллов.
Диагностические признаки
Каолинит легко отличить от диккита и накрита по оптическим
константам, если последние можно определить. Диккит оптически
положителен, обладает меньшим светопреломлением, Nm : х = 14—20°; накрит
оптически отрицателей, но также имеет больший угол погасания Nm : х.
У серицита и монтмориллонита большее двупреломление, чем у
минералов группы каолинита, а монтмориллонит имеет, кроме того, меньшее
светопреломление. Однако для точной диагностики минералов группы
каолинита в тонкозернистых образцах (чтобы отличить их друг от друга
и от других глинистых и неглинистых слоистых минералов) необходимы
порошковые рентгенограммы необработанных, а также нагретых и
обработанных гликолем образцов, дифференциальные кривые нагревания,
реакции окрашивания и данные других испытаний (Brindloy 1951; Kerr
et al., 1951; Grim, 1953; Mackenzie, 1957).
Парагенезис
Среди глинистых минералов, вероятно, наиболее распространены
в природе представители группы каолинита. Они образуются (часто
в ассоциации с кварцем, окислами железа, пиритом, сидеритом и
мусковитом, а также другими глинистыми минералами) главным образом
в результате изменения полевых шпатов, фельдшпатоидов и других
силикатов при гидротермальных процессах и при выветривании. Во
вмещающих рудные месторождения гидротермально измененных породах иногда
возникает зональность, обусловленная частично распределением
глинистых минералов. В наиболее близких к рудным жилам участках
развивается серицит, далее следует зона каолинита, сменяющаяся внешней
зоной развития хлорита. Бонорино (Bonorino, 1959) провел детальное
изучение гидротермальных изменений в минерализованном поясе Фронт-
Рэндж, Колорадо. Из минералов группы каолинита в ассоциации с
минеральными жилами этого пояса был обпаружен лишь каолинит,
замещающий плагиоклаз и в меньшой мере биотит, роговую обманку и микроклип.
Было выявлено 6 различных типов зональности, из которых в 4
участвует каолинит (другие зоны представлены гидрослюдой, ортоклазом,

246 Породообразующие минералы
монтмориллонитом и флогопитом). Происхождение зональности
объясняется с позиций химических фронтов, возникающих при миграции
газообразных флюидов. Образование зон обусловлено критическими
изменениями состава флюидов, выражающимися в увеличении отношения
Si : А1, уменьшении концентрации К и возрастании рН *. Работы по
синтезу минералов свидетельствуют, что при низких температурах и
давлениях кислая среда благоприятна для образования каолинита, а
щелочная способствует кристаллизации монтмориллонитовых минералов или
в присутствии достаточного количества калия образованию слюды (при
температуре около 400° С и умеренном давлении в таких условиях
образуется пирофиллит). Взаимоотношения, наблюдающиеся в поле,
подтверждают, что каолинит обычно возникает за счет изменения кислых
пород (гранитов, кварцевых диоритов и т. д.), тогда как в породах,
обогащенных кальцием или натрием, как правило, развивается
монтмориллонит. Так, например, каолиновые песчаники Пугу, Танганьика,
образовались из мигматитов, биотитовых гнейсов и гранитов. Каолинит может
формироваться за счет загрязненных известняков и порфировых
эффузивных пород, а иногда присутствует в железорудных жилах и пустотах
кварцевых жил. Каолинит, возникший в процессе изменения пород,
иногда залегает in situ (например, гидротермальные каолиновые
месторождения Корнуэллса), но чаще каолинит представляет собой продукт
выветривания, претерпевший транспортировку. При выветривании для
образования каолинита опять-таки требуется нещелочная среда, и в
процессе выветривания под воздействием щелочных вод обычно образуется
монтмориллонит (Кегг et al., 1951). Первичная слюда и вторичная слюда,
возникающая при выветривании полевых шпатов, обычно изменяются
в червеобразные агрегаты каолинита (Sand, 1956). Некоторые сведения
об осуществляющихся при этом процессах можно почерпнуть из
отмеченных выше работ по синтезу минералов. Галлуазит часто встречается
совместно с каолинитом, и в ряде случаев детальные наблюдения
позволяют предполагать, что галлуазит возникал раньше, а затем замещался
каолинитом. В структурном плане более вероятными представляются
случаи более позднего образования галлуазита в результате воздействия
на каолинит сульфатсодержащих растворов, приводящего к
возникновению геля, который затем подвергается раскристаллизации (Ross, Kerr,
1934; Brindley, Comer, 1956). Галлуазит может образоваться
непосредственно за счет ассоциирующего с ним каолинита (Sand, 1956) и часто
сопровождается аллофаном или алунитом, KAl3(OH)e(SO4J- Диккит
и накрит не встречаются в осадках, а имеют гидротермальное
происхождение. Так, диккит обнаружен в ассоциации с кварцем и сульфидами
гидротермального происхождения, а накрит установлен в сходной
обстановке совместно с криолитом и слюдой.
ЛИТЕРАТУРА
Alexander L. Т., Faust G. Т., Hendricks S. В., Ensley H.,
McMurdie H. F., 1943. Relationship of the clay minerals halloysite and
ondellite, Am. Mineral., 28, 1.
* К сожалению, зарубежные геологи пока не проводят различий между
реликтами древней коры выветривания, с одной стороны, и продуктами гидротермального
изменения — с другой. В результате очень часто типичную древнюю кору
выветривания рассматривают как продукт гидротермальных процессов. Видимо, это имеет
место и здесь. Описываемые далее Корпуэллские каолины являются типичной корой
выветривания.— Прим. ред.

Группа каолинита 247
Barshad I., 1949. The nature of lattice expansion and its relation to hydration in
montmorillonite and vermiculite, Am. Mineral., 34, 675.
Bates T. F., 1959. Morphology and crystal chemistry of 1 : 1 layer lattice silicates,
Am. Mineral., 44, 78.
Bates T. F., Comer J. J., 1959. Further observations on the morphology of chry-
sotile and halloysite, Clays and Clay minerals, Monograph No. 2.
Bates T. F., Hildebrand F. A., Swineford A., 1950. Morphology
and structure of endellite and halloysite, Am. Mineral., 35, 463.
Bonorino F. G., 1959. Hydrothermal alteration in the Front Range mineral belt,
Colorado, Bull. Geol. Soc. Am., 70, 53.
Bramao L., Cady J. G., Hendricks S. В., Sweidlow M., 1952.
Criteria for the characterisation of kaolinite, halloysite and related minerals in
clays and soils, Soil Science, 73, 273 (M. A. 12—117).
Brindley G. W., 1951. (Editor). X-ray identification and crystal structures of clay
minerals, Min. Soc, London.
Brindley G. W., Comer J. J., 1956. The structure and morphology of a kaolin
clay from Les Eyzies (France), Proc. Fourth Nat. Conf. Clays and Clay Minerals,
U. S. A. Nat. Res. Council publ., 456, 61.
Brindley G. W., Goodyear J., 1948. X-ray studies of halloysite and meta-
halloysite, Part II, Mineral. Mag., 28, 407.
Brindley G. W., Hunter K., 1956. The thermal reactions of nacrite and the
formation of metakaolin, y-alumina ans mullite, Mineral. Mag., 30, 574.
Brindley G. W., Nakahira M., 1957. Kinetics of dehydroxylation of kaolinite
and halloysite, Journ. Am. Ceram. Soc, 40, 346.
Brindley G. W., Nakahira M., 1958a. Further consideration of the crystal
structure of kaolinite, Mineral. Mag., 31, 781.
Brindley G. W., Nakahira M., 1958b. A new concept of the transformation
sequence of kaolinite to mullite, Nature, 181, 1333.
Brindley G. W., Robinson K., 1946. The structure of kaolinite, Mineral.
Mag., 27, 242.
Brindley G. W., Zussman J., 1957. A structural study of the thermal
transformation of serpentine minerals to forsterite, Am. Mineral., 42, 461.
Brown G.. 1955. Report of the clay minerals group sub-committee on nomenclature
of the clay minerals, Clay Mineral. Bull., 2, 294.
Caillere S., Henin S., 1947. Formation d'une phyllite du type kaolinique par
traitement d'une montmorillonite, Compt. Rend. Acad. Sci. Paris, 224, 53.
С a r t h e w A. R., 1955. The quantitative estimation of kaolinite by differential
thermal analysis, Am. Mineral., 40, 107.
Comeforo J. E., Fischer R. В., Bradley W. F., 1948. Mullitization
of kaolinite, Journ. Am. Ceram. Soc, 31, 254.
Correns С W., Mehmel M., 1936. Ober den optischen und rontgenographischen
Nachweis von Kaolinit, Halloysit und Montmorillonit, Zeit. Krist., 94, 337.
Ewell R. H., Insley H., 1935. Hydrothermal synthesis of kaolinite, dickite,
beidellite and nontronite, Journ. Research Nat. Bur. Standards, U. S. A.,
15, 173.
Faust G. F., 1940. Staining of clay minerals as a rapid means of identification
in natural and benefication products, U. S. Bureau of Mines, Report, Invest,
3522.
Faust G. F., 1955. The endellite-halloysite nomenclature, Am. Mineral., 40, 1110.
Glass H. D., 1954. High temperature phases from kaolinite and halloysite, Am.
Mineral., 39, 193.
Grim R. E., 1953. Clay Mineralogy, McGraw Hill, New York. [Есть русский
перевод: Грим Р. Е., 1959. Минералогия глин, ИЛ, М.]

248 Породообразующие минералы
Grimshaw R. W., H e a t о n E., Roberts A. L., 1945. Constitution of
refractory clays II, Thermal analysis methods, Trans. Brit. Ceram. Soc, 44, 69.
Gtiiner J. W., 1932. The crystal structure of kaolinite, Zeit. Krist., 83, 75.
Gruner J. W., 1944. Hydrothermal alteration of feldspars in acid solutions between
300 and 400° C, Econ. Geol., 29, 578.
Haseman J. F., Brown Earl H., Whitt CD., 1950. Some reactions of
phosphate with clays and hydrous oxides of iron and aluminium, Soil Science,
70, 257 (M.A. 11—343).
II e n d r i с к s S. В., 1936. Concerning the crystal structure of kaolinite Al2O3-2SiO2-
• 21I2O and the composition of anauxite, Zeit. Krist., 95, 247.
Hcndricks S. В., 1938. Crystal structure of nacrite and the polymorphism of the
kaolin minerals, Zoit. Krist., 100, 509.
Hend ticks S. В., 1942. Lattice structure of clay minerals and some properties
of clays, Journ. Geol., 50, 276.
II e n d r i с к s S. В., Jefferson M. E., 1938. Structure of kaolin and talc-pyro-
phyllite hydrates and their bearing on water sorplion of clays, Am. Mineral.,
23, 863.
Henin S., R о b i с h e t O., 1953. Sur les conditions de formation des mineraux
argileux, par voie experimentale, a basse temperature, Compt. Rend. Acad. Sci.
Paris, 236, 517.
Hill R. D., 1955. 14 A spacings in kaolin minerals, Acta Cryst., 8, 120.
II of m an n U., Ilausdorf A., 1942. Kristallstruktur und innerkristalline
Quellung der Montmorillonits, Zeit. Krist., 104, 265.
lioness Arthur P., Williams Francis J., 1935. Dickite from
Pennsylvania, Am. Mineral., 20, 462.
Honjo G., Kitamura N., M i h a m a K., 1954. A study of clay minerals by
means of single-crystal electron diffraction diagrams — the structure of tubular
kaolin, Clay Mineral. Bull., 2, 133.
I n s 1 e у Н., Е лг e I 1 R. H., 1935. Thermal behaviour oE kaolin minerals, Journ.
Research Nat. Bur. Standards, U.S.A., 14, 615.
J о h n s W. D., 1953. High temperature phase changes in kaolinites, Mineral. Mag.,
30, 186.
К e r r P. F., Hamilton P. K., Pill R. J., 1950. Analytical data on reference
clay materials, Prelim, report No. 7, Reference clay minerals, Am. Petrol.
Inst., Res. Proj. 49, Columbia Univ., New York, 1.
К err P. F. and others, 1951. Preliminary reports, Reference clay minerals, Am.
Petrol. Inst., Research Project 49, Columbia Univ., New York.
L о u g h n a n F. C, 1957. A technique for the isolation of moutmorillonite and halloy-
site, Am. Mineral., 42, 393.
Low P. F., Black С. А., 1950. Reactions of phosphate with kaolinite, Soil Sci.,
70, 273.
M а с E w an D. M. C, 1946. Halloysite — organic complexes, Nature, 157, 159.
M а с E w a n D. M. C, 1947. The nomenclature of the halloysilo minerals, Mineral.
Mag., 28, 36.
Mac Ewan D.M. C, 1948. Complexes of clays with organic compounds, I, Trans.
Faraday Soc, 44, 349.
Mackenzie R. C, 1957 (Editor). The differential thermal investigation of clays,
Min. Soc, London.
M i 1 e n z R. C, King M. E., S с h i e 1 t z N. C, 1951. Analytical data on
reference clay materials, Prelim, report No. 7, Reference clay minerals, Am.
Petrol. Inst., Res. Proj. 49, Columbia Univ., New York, 135.
Murray H. H., 1954. Structural variations of some kaolinites in relation to
dehydrated halloysite, Am. Mineral., 39, 97.

Группа каолинита 24&
Murray P., White I., 1955. Kinetics of the thermal dehydration of clays, Trans.
Brit. Ceram. Soc, 54, 137, 151.
Nagasawa K., 1953. Kaolinite from the Mikana mine, Niigata prefecture, Journ.
Earth Sci., Nagaya Univ., 1, 9 (M. A. 12—492).
Наковник II. И., 1940. Диккит из вторичных кварцитов Казахской степи,
Зап. Всерос. минер, о-ва, 69, 472.
Nelson В. W., П о у R., 1954. New data on the composition and identification
of chlorites in clays and clay minerals, Proc. Second Nat. Conf., U.S.A.,
335.
Newnham R. E., Brindley G. W., 1956. The crystal structure of dickite,
Acta Cryst., 9, 759.
Никогосян К. С, 1934. Физические и химические исследования накрита, Тр.
Петрограф, ин-та АН СССР, 6, 4.43.
Noll W., 1944. New investigations in water-silicate systems, Koll. Zeits., 107, 181.
Pauling L., 1930. The structure of the chlorites, Proc. Nat. Acad. Sci., U.S.A.,
16, 578.
Пермяков В.М., 1936. Гидротермальный синтез каолинов, Юбил. сб., посвящен,
памяти В. И. Вернадского, АН СССР, 1.
П и н с к с р 3. Г., 1950. Электронографическое определение элементарной ячейки
и пространственной группы каолинита, Докл. АН СССР, 73, № 1, 107.
Richardson H. M., 1951. Phase changes which occur on heating kaolin clays in
X-ray identification and crystal structures of clay minerals, Min. Soc,
London.
Robertson R. H. S., Brindley G. W., Mackenzie R. C, 1954.
Mineralogy of kaolin clays from Pugu, Tanganyika, Am. Mineral., 39,
118.
Ross C.S., К e r r P. F., 1931. The kaolin minerals, U. S. Geol. Surv., Prof. Paper
165Ё, 151.
Ross С S., К e r r P. F., 1934. Halloysite and allophane, U. S. Geol. Surv., Prof.
Paper 185G, 135.
Roy R., Brindley G. W., 1956. A study of the hydrothermal reconstitution of
the kaolin minerals, Proc. Fourth Nat. Conf. Clays and Clay minerals, U.S.A.
Nat. Res. Council Publ. 456, 125.
Roy R., R о у D. M., Francis E. E., 1955. New data on thermal
decomposition of kaolinite and halloysite, Journ. Am. Ccram. Soc, 38, 198.
Roy R., Osborn E. F., 1954. The system Al2Oo — SiO2 — H2O, Am. Mineral.,
39, 853.
Sand L. В., 1956. On the genesis of residual kaolins, Am. Mineral., 41, 28.
Schwarz R., Trageser G., 1933. Uber die Synthose des Pyrophyllits, Zeit.
anorg. u. allgem. Chem., 225, 142.
Steadman R., Youell R. F., 1957. Crystallography and thermal
transformations of cronstedtite, Nature, 180, 1066.
Van Niewenberg C. J., Pieters H.A. J., 1929. Rehydration of metakaolin
and the synthesis of kaolin, Ber. deutsch. keram. Ges., 10, 260.
Visconti Y. S., N i с о t' В. N. F., d e A n d r a d e G. E., 1956. Tubular
morphology of some Brazilian kaolins, Am. Mineral, 41, 67.
Weil-M alherbe H., Weiss J., 1948. Colour reactions and adsorption of some
aluminosilicatcs, Journ. Chem. Soc, 2164.
Williams W. O., 1951. The physical relationship between clay and water, Trans.
Ceram. Soc, 50, 10.
Yoshiki Bumpei, 1934. Dickite in the roseki deposits in Shokozan, Proc. Imp.
Acad. Tokyo, 10, 417 (M. A. 6—137).

250 Породообразующие минералы
*Д р и ц В. А., Катаев А. А., 1960. Рентгеноструктурное изучение
монокристаллов каолинита, Кристаллография, 5, № 2.
♦Звягин Б. В., 1960. Электронографическое определение структуры каолинита,
Кристаллография, 5, № 1.
•Звягин Б. В., 1964. Электронография и структурная кристаллография
глинистых минералов, Из-во «Наука».
* Звягин Б. Б., Щеглов А. Д., 1962. Накрит из флюоритового
месторождения Западного Забайкалья и его структурные особенности по данным
электронографии, Докл. АН СССР, 142, № 1.
* Newnham R. Е., 1961. A refinement of the dickite structure and some remarks
on polymorphism in kaolin minerals, Mineral. Mag., 32, No. 252.
* Дополнения редактора.

Иллит
K1_liBAlJSi7_MAl1_1>e0Ml@H)t
МОНОКЛИННЫЙ (-
щ
Nm
Ng
Ng-Np
— 2V
Np
УД. в.
Tb.
Спайность
Цвет
Элементарная ячейка
1,54 — 1,57**
1,57 — 1,61
1,57-1,61
=-0,03
Обычно меньше 10°
приблизительно J_'@01)
2,6 — 2,9
1 — 2
По {001} совершенная
Белый и различных бледных оттенков; в шлифах
бесцветный
а 5,2, 6 9,0, с sin P 9,95 А
Z=l
Легко разлагается кислотами
Три группы глинистых минералов — иллиты, смектиты*** и
вермикулиты — структурно связаны со слюдами. Однако наиболее близка
к слюдам группа иллита. Большинство иллитов, подобно мусковитам,
имеет диоктаэдричоский характер, но некоторые из них относятся к триок-
таэдрическому типу и подобны биотиту. Химическую формулу иллитов
чаще всего изображают в виде KyAl4(Si8-j/, Aly)O20(OHL, где у — меньше 2
и обычно находится в пределах от 1 до 1,5. Таким образом, иллит
отличается от мусковита более высоким содержанием кремнезема и меньшим
содержанием калия. Глинистые минералы, сходные с иллитом и
отличающиеся от мусковита какими-либо другими признаками, удобно
относить к группе иллита. Свое название иллит получил от штата Иллинойс,
где были собраны многие изученные образцы глин. Среди многочисленных
терминов, использовавшихся ранее для обозначения минералов группы
иллита (из которых лишь немногие имели точное содержание), можно
привести такие названия, как «серицит», «бравезит», «глиммертон»,
«гидробиотит», «гидромусковит» и «гидрослюда». Последние два названия
применяются для обозначения минералов с более высоким содержанием
воды по сравнению с обычными слюдами или минералов, легче выделяющих
конституционную воду при нагревании.
* Вряд ли правильно называть эту группу минералов группой иллита.
«Иллит»—весьма неопределенный собирательный термин, которым обозначается
любая неопределенная слюда и любой неопределенный глинистый минерал слюдяного
типа. Более приемлемым представляется термин «группа гидрослюды».—Прим. ред.
** Эти величины относятся лишь к диоктаэдрическим иллитам; у триоктаэд-
рлческих иллитов светопреломление выше.
*** Смектиты—собирательное название глинистых минералов группы
монтмориллонита.

252 Породообразующие минералы
Структура
Структура иллита, по существу, такая же, как и у слюд, и состоит
из слоев, в которых сетка катионов, находящихся в октаэдрической
координации, заключена между двумя сетками обращенных внутрь
связанных друг с другом тетраэдров (Si, Л1)О4. На стр. 10 уже была более полно
описана структура слюды, состоящая из только что
охарактеризованных сложных слоев, перемежающихся со слоями ионов калия. Отдельный
слой диоктаэдрического иллита отличается от слоя мусковита лишь
присутствием некоторых иных ионов в четко определенных положениях,
однако эти различия приводят к важным изменениям структуры при
наложении слоев друг на друга. В большинстве случаев содержание
межслоевых катионов у минералов группы иллита несколько меньше, чем у
мусковита, в связи с чем силы, действующие между слоями, оказываются
слабее, что приводит к менее упорядоченному наложению слоев в
структуре. Таким образом, наиболее распространенная полиморфная
модификация иллитов обладает неупорядоченной однослойной моноклинной
элементарной ячейкой (lMd, см. стр. 12); порошковые рентгенограммы
у этой разновидности и слюды сходны, но иллиты дают несколько
широких полос hk вместо четких рефлексов hkl рентгенограмм хорошо
упорядоченных кристаллов. Эти особенности рентгенограмм наблюдаются
у гидрослюд, а также иллитов, среди которых установлены, кроме того,
другие полиморфные модификации AМ и ЗТ) (Levinson, 1955; Yoder,
Eugster, 1955). Базальные рефлексы не изменяются при нарушениях
в наложении слоев друг на друга, в связи с чем иллиты можно определять
по характерным для них сильному рефлексу при d 10 А и
последовательности рефлексов более высоких порядков с переменной интенсивностью.
Поскольку в иллитах либо имеется лишь незначительное количество
слоев воды, либо такая вода совершенно отсутствует и они пе
адсорбируют в межслоевом пространстве органических жидкостей, базальные
рефлексы минералов этой группы не изменяются при нагревании до 500° С,
а при обработке гликолем у иллитов без примеси монтмориллонитов,
вермикулита и галлуазита не должно проявляться набухания (MakEwan,
1948). У образцов, в которых имеются случайно распределенные слои
молекул воды или в которых содержится небольшая примесь
монтмориллонитов, базальный рефлекс 10 Л может быть асимметричным с «хвостами»,
вытянутыми в направлении малых углов рассеяния; присутствие
монтмориллонита можно определить по явлениям набухания образца при
обработке гликолем. Однако в определенных условиях, например после
насыщения кальцием, у некоторых чистых иллитов может проявляться
набухание (Hellman et al., 1943). Ыагелыпмидт (Nagelschmidt, 1944)
полагает, что в определенной обстановке иллиты становятся неустойчивыми
и могут частично более походить на смектиты, приобретая межслоевую
воду. В случае смеси неизмененных слоев иллита и слоев монтмориллонита
наблюдается смещение базального рефлекса в сторону малых углов
рассеяния.
Относительно редкий иллит, содержащий натрий в качестве меж-
слоевого катиона, называется браммалитом (Bannister, 1943).
Элементарная ячейка этого минерала имеет меньшие размеры (см. табл. 34), в связи
с чем на порошковых рентгенограммах базальные отражения
располагаются при более высоких углах рассеяния. Некоторые минералы,
относимые к иллитам (например, отдельные образцы, описанные под назва-

Иллит
Таблица 34
ПАРАМЕТРЫ ЭЛЕМЕНТАРНОЙ ЯЧЕЙКИ ИЛЛИТЛ
И БЛИЗКИХ К НЕМУ МИНЕРАЛОВ
253
Мусковит
Гюмбелит
Глауконит
Иллит
Браммалит
Гидромусковит
а (А)
5,3
5,21
5,24
5,2
5,2
5,19
Ь(А)
9,02
9,02
9,07
9,0
9,0
9,03
Базальное

межплоскостное
расстояние, А
9,98@02)
10,0@02)
10,01@01)
9,95
9,60
10,1
95,5
96,0
100
Источник
Jackson, West, 1930
Aruja, 1944
Gruner, 1935
[ Bannister, 1943
Brammall et al., 1937
нием «серицит»), химически почти идентичны с мусковитом, но имеют
чрезвычайно тонкозернистое строение (табл. 36, анал. 1). В таких
образцах могут встречаться любые из полиморфных разновидностей слюд
AМ, 2Mi, ЗТ), связанных с различиями в упаковке слоев (Heinrich et al.,
1953; Yoder, Eugster, 1955), но отражения на порошковых
рентгенограммах этих минералов обычно размыты, ослаблении, а иногда и вовсе
отсутствуют, в связи с чем отличить такие образцы от истинных иллитов
рентгеновскими методами невозможно. Для двух минералов — глауконита
(стр. 47) и фенгита (стр. 24) — характерны порошковые рентгенограммы
иллитового типа, указывающие на свойственную им разную степень
трехмерной упорядоченности. В табл. 34 сопоставляются параметры
элементарных ячеек различных образцов иллита и мусковита. В таблицу
включены параметры ячейки волокнистой слюды — гюмбелита (Aruja,
1944), разновидности с примерно одномерной упорядоченностью в
направлении оси волокнистости, обычно совпадающей с [110]. Был отмечен
также грубочешуйчатый иллит с химической формулой K0)ee(Mg2,93
Alo,oe)(Si3,3o А10>7оH10(ОНJ, элементарной ячейкой с а 15,9,
b 9,12, с 10,44 А, [3 110° и сверхструктурой сс = 3-10,44 А, которая,
возможно, связана с упорядоченным размещением ионов К+ в межслоевых
промежутках (Weiss et al., 1956).
Несколько веществ, считавшихся ранее гомогенными иллитами,
позже были определены как смешаннослойные образования. Так,
гидробиотит (Gruner, 1934) оказался смесью биотита и вермикулита, а бравезит
(Bradley, 1945) — смесью иллита и монтмориллонита. На порошковых
рентгенограммах таких смешаннослойных образцов базальньге рефлексы
занимают промежуточные положения между 10А и межплоскостными
расстояниями, свойственными другим составляющим; кроме того,
присутствуют другие пики у межплоскостных расстояний, не являющихся
дробными кратными первым (Brown, MacEwan, 1951).
Описан смешаннослойный глинистый минерал с почти
упорядоченным чередованием слоев иллита и монтмориллонита (Heystek, 1954),
о чем свидетельствует присутствие на его рентгенограммах базальных
рефлексов с межплоскостными расстояниями 25,8 и 12,4А. В случае
беспорядочной смеси слоев иллита и монтмориллонита на рентгенограммах
не мог бы появиться базальный рефлекс с межплоскостным расстоянием,
большим, чем средняя величина d по отношению к d сочетающихся
решеток (около 12,5 А), тогдакак на рентгенограмме механической смеси иллита

254
Породообразующие минералы
и монтмориллонита должны присутствовать отдельные пики при d 10А.
и15А.
Порошковые рентгенограммы триоктаэдрических иллитов аналогичны
рентгенограммам биотитов, как это имеет место и в отношении диокта-
эдрических иллитов и мусковита. Рентгенограммы диоктаэдрических
и триоктаэдрических иллитов различаются положением рефлекса 06О
A.51А и 1,53А) (Walker, 1950).
Химизм
Успешное изучение химизма минералов группы иллита возможно
лишь на структурной основе. Часто химические анализы производились
для образцов сомнительной чистоты, в связи с чем приводимые по
пересчетам таких анализов формулы в действительности могут
соответствовать нераспознанным смесям иллита с монтмориллонитовыми и као-
линитовыми минералами, хлоритами и т. д. Аналогичным образом многие
рентгеновские определения минералов «слюдяного типа», или «иллитов»,
«серицитов» и т. п., производились без параллельных химических
анализов. Сложность химического состава очевидна уже по данным табл. 35-
и будет яснее читателю из дальнейшего обсуждения. Табл. 35 отражает
химико-структурные различия веществ, описываемых как диоктаэдриче-
ский иллитовый глинистый материал.
Таблица 35
КОЛЕБАНИЯ СОСТАВА МИНЕРАЛОВ ГРУППЫ ИЛЛИТА
И СОПОСТАВЛЕНИЕ ИХ С МУСКОВИТОМ
1. Мусковит
2а:  Гидрому-
26./ сконит
3. Иллит
4. Фенгит
X
к2 .
[К, (Н3О)+]2
К2_ж
К2_ж
к2
А14
А14
А14
А14
AWMg.Fe").
SieAJ2
SieAl2
SieAl2
Si6+a.Al2_a;
й1б+аА]2_ж
(OH)-
4
4
4 + z
4
4
(о,-2
20
20
20-х
20
20
Целесообразно все минералы, приведенные в табл. 35 (за исключением-
мусковита), включить в группу иллита и отнести к собственно иллиту
такие минералы группы, у которых изоморфизм главным образом
проявляется по типу 3 (см. табл. 35) (т. е. происходит замещение алюминия
кремнием) и в которых по сравнению с мусковитом наблюдается дефицит
калия. У гидромусковита нет избытка кремнезема, а дефицитность калия
в этом минерале компенсируется или присутствием (Н3О)+ в позициях
калия (Brown, Norrish, 1952; см. также настоящую книгу, стр. 25), или
замещением ионов (О)-2 ионами (ОН)-. Как у гидромусковита, так и у
иллита в связи с дефицитностью ионов К ослаблены связи между слоями
структуры и, следовательно, возникает неупорядоченность в наложении слоев-
друг на друга, о чем говорит характер порошковых рентгенограмм этих,
минералов.

Иллит 25!>
Однако подобные рентгенограммы могут быть получены и для более
упорядоченных кристаллов при очень малых размерах частиц, в связи с чем
образцы с составом 1 (табл. 35), т. е. мусковиты, иногда ошибочно
характеризовались как иллиты. Важным представителем группы иллита
является фенгит, в составе которого калий не дефицитен, а избыток кремнезема
компенсируется замещением [А1]в группой [Mg, Fe+2]6. Для обозначения
разновидности с такими особенностями состава лучше использовать
название «фенгит», нежели термин «серицит», имеющий менее
определенное содержание. В тех случаях, когда изоморфное замещение типа 4
невелико, фенгиты можно рассматривать как мусковиты с некоторым
изоморфным изменением их состава (стр. 24). Конечный магнезиальный член
изоморфной серии фенгита называется лейкофиллитом, или алюмосела-
донитом, K2Al2Mg2Si802o(OHL (Schaller, 1950), тогда как магнезиально-
железистый конечный член этого ряда K2Mg2Fe2Si802o(OHL входит
в качестве главного компонента в состав глауконита (или селадонита).
У иллита и гидромусковита могут иметь место дополнительные колебания
состава, вызванные присутствием у этих минералов слоев молекул воды,
п(Н2О).
У многих иллитов изменение состава происходит
одновременного нескольким рассмотренным выше путям. Так, термин «серицит»,
обычно используемый для обозначения тонкозернистой светлой слюды,
иногда относится к мусковиту или парагониту, но это же название
применяется и для обозначения слюдистых минералов, отклоняющихся по
составу от мусковита за счет какого-либо одного или всех рассмотренных выше
путей изменения состава. Кроме того, серицитом называют и смешанно-
слойные агрегаты. У глауконита, для состава которого, кроме всего
прочего, характерно наличие дополнительных молекул воды, обнаруживаются
особенности состава, свойственные иллиту и фенгиту, и выражающиеся
прежде всего в том, что в положениях У присутствует довольно много
ионов Fe+3, Fe+2 и Mg (табл. 36, анал. 14). В связи с таким химическим
составом и приуроченностью к осадкам глауконит можно рассматривать
как минерал группы иллита. Однако для удобства читателей он детально
рассмотрен в разделе, посвященном слюдам.
Сложный характер группы иллита выявляется еще лучше, если
рассматривать вопрос с других точек зрения. Поскольку были установлены
триоктаэдрические иллиты (папример, Walker, 1950; Weiss et al., 1956;
см. стр. 80), можно полагать, что существуют многочисленные
разновидности минералов этой группы, связанные с биотитом такими же примерно
соотношениями, какие имеют место между диоктаэдрическими иллитами
и мусковитом. Кроме того, возможно существуют промежуточные
разновидности, в которых ионы Mg занимают обычно незанятые положения
в слоях октаэдров (Kerr et al., 1949); однако большинство имеющихся
материалов свидетельствует, что изоморфные соотношения по типу
твердого раствора между диоктаэдрическими и триоктаэдрическими иллитами
почти не наблюдаются.
В некоторых иллитах проявляются изоморфные замещения в
направлении к монтмориллониту, Al2Si4O10(OHJ- пН2О, и, таким образом,
возникает проблема выявления всего ряда твердых растворов в серии
мусковита — иллита — монтмориллонита. Следует, однако, заметить, что составы
большинства иллитов можно получить за счет механических смесей
мусковита и монтмориллонита, в связи с чем при всех исследованиях необходимо
рентгеновскими и другими методами разграничивать такие смеси и
настоящие соединения промежуточного состава (см. стр. 253). Несомненно, мно-

Таблица 36
SiO2
TiO2
A]2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
P2O5
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
1
46,81
0,01
36,09
—
0,25
—
0,62
0,29
0,68
10,24
5,00
0,42
—
100,41
1,553
1,582
1,588
30—40°
—
ХИМИЧЕСКИЙ
2
47,30
—
36,31
2,17
—
—
—
—
5,27
2,70
5,80
—
—
99,55
1,58
—
—
2,69
СОСТАВ ИЛЛИТА
3
45,34
0,19
31,36
0,46
1,57
0,09
2,74
0,36
1,06
9,12
6,12
1,13
—
99,54
1,558
1,578
1,589
10—20°
—
4
46,32
0,03
28,79
5,74
1,50
—
Сл.
1,09
0,00
9,31
5,81
0,35
99,83
1,559
1,579
1,591
10—20°
—
5
46,54
0,17
36,37
0,72
0,36
0,00
0,50
0,22
0,46
8,06
6,31
0,52
0,06
100,31
1,575
1,580
—
2,65±0,02
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
(H3O)+
(OH)
F
Мб}8'00
3,72-|
0,01
—
0,03
—
0,12
0,04,
• 3,92
Sin} '•«
—
4,38
—
Количества ионов а
6,13)
1,87 J
3,67 T
,00
0,02
— J
1,321
0,45 J
5,01
3,69
1,77
6,04 \
1,96/ 8'00
2,97 1
0,02
0,05
0,18
0,01
0,55
0,05 J
0,27
1,55
5,44
■ 3,83
1,82
6,36-1
1,64/ 8'
3,02-1
00
0,59
0,17
0,16
3,94
1,63 \ 2,07
0,44
4,00
-001 о
,00/ 8'
6,00
2
3,53
0,07
0,04
0,10
0,02 j
1,33
5,43
0,02
00
3,76
1. Зернистый краспо-фиолетовый серицитовый мусковит, ассоциирующий с клевеландитовым
альбитом, месторождение Разерфорд, Амелия, Виргиния (Glass, 1935). Аналитик Р. И.
Стивене. (Суммарное железо выражено в виде FeO.)
2. Стяжения мягкого зеленого серицитового материала в конгломерате, Пайлот-Ноб, Айрон-
тон, Миссури (Meyer, 1935). (По химическому составу анализированный материал близок
к параготину и, вероятно, представляет собой браммалит.)
3. Гидромусковит (описанный в качестве магниевого серицита) из зеленоватой серицитовой
глины, месторождение Уннап, префектура Сгтмане, Япония (Mlnato, Takano, 1952).
4. Гидромусковит (описанный в качестве железистого серицита) из зеленоватой серицитовой
глины, месторождение Униан, префектура Симане, Япония (Mlnato, Tatano, 1952). (Кроме
того, в анализе SO3 0,89.)
5. Мягкие серебристо-белые чешуйки гидромусковита, ассоциирующие с кварцем, пиритом
и арсенопиритом и содержащие примесь рутила и апатита, Огофо, Кармартеншир, Южный
Уэльс (Branimal et al., 1937). Аналитик X. Бениет. (Кроме того, в анализе F 0,02, ЫгО сл.)
а См. стр. 260.

SiO2
TiOjj
Л]2О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
P2O5
С у м м а
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
6
47,55
0,64
32,45
0,76
1,85
—
1,70
0,06
1,05
6,22
7,73
0,00
—
100,01
1,572
1,587
1,600
Небольшой
7
46,75
1,15
32,43
2,98
Не
определялось
—
1,00
1,04
0,94
5,72
8,01
0,04
—
100,06
__
1,578
—
5—10°
2,913
Т аб л
8
51,26
0,05
30,15
2,36
0,59
0,04
1,37
0,00
0,13
7,77
6,28
0,00
—
100,00
1,568
1,590
1,593
—
.
и ц а 36 (продолжение)
9
56,91
0,81
18,50
4,09
0,26
—
2,07
• 1,59
0,43
5,10
5,98
2,86
—
99,50
—
—
—
10
50,05
0,14
30,11
1,47
0,43
0,01
2,49
0,00
1,97
9,80
3,58
—
—
100,05
1,560
—
1,578
—
—
Количества ионов а
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Ca
Na
К
<H3O)+
(OH)
F
6,05
1,95
2,95 i
0,05
0,05
0,20
0,30
— j
0,25
1,00 .
6,55
8,00
3,55
1,25
6,16]
1,84 J
1,60"!
1,72
0,30
_
0,20
0,15 .
0,23
0,96
1,01
4,00
8,00
- 3,97
2,20
J
6,551
1,45.
3,10"
—
0,25
0,05
0,25
—
0,05'
>■ 8,00
■ 3,65
1,25/ а'йи
—
5,4
7,501
0,50 J
2,38"
0,08
0,50
0,03
0,41
0,22
0,11 1
0,86 j
—
5,26
,00
3,62
,97
6,70 
1,30/
3,45-j
0,01
0,15
0,05
0,50
— J
0,51|
1,67/
3,19
,00
4,16
6". Гидромусковит, средний анализ 5 фракций из глинистых сланцев угленосной свиты
Южного Уэльса (Nagelschmidt, Nicks, 1942). Аналитик У. Н. Адаме.
7. Чешуйки гидромусковита из огнеупорной глины, Тонг, Йоркшир, Англия (Carr et al.,
1953).
8. Светлые зеленовато-желтые мягкие чешуйки иллита в разрушенном граните, Болейтер,
графство Абердин (Mackenzie et al., 1949.) Аналитик Р. К. Маккензи. (Анализ пересчитан
после вычитания примесей.)
з. Иллит, Фитьен, Иллинойс (Kerr et al., 1950). Анализ фирмы «Леду энд компани».
II). Светло-зеленый фенгит, выполняющий жилы в выветрелом гнейсе, близ ОлбОран, Баден
(Jakob et al., 1933).
а См. стр. 260
17 J\ft I263

Таблица 36 (продолжение)
11
12
13
14
15
SiO2
TiO2
Л12О3
FeO
MnO
MgO
CaO
H2O+
n2o-
P2O5
49,16
30,81
1,43
2,22
0,48
10,90
4,73
0,15
51,22
0,53
25,91
4,59
1,70
2,84
0,17
6,09
7,14
50,10
25
5
1
3
0
0
6
,12
,12
,52
,93
,35
,05
,93
49,29
0,12
3,17
21,72
3,19
Сл.
3,85
0,74
0,12
6,02
0,32
40,87
2,13
20,45
12,81
0,25
6,86
0,89
0,70
3,25
11,84
Сумма
100,07
100,35
100,44
100,35
100,05
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
Si
Al
Al
Ti
Mn
Mg
Ca
Na
К
(H3O)+
(OH)
F
1,555
1,588
5°
1,598
5°
1..592
1,614
10°
2,580
6,54 |
1,46/ 8'
3,37
00
t 3,97
0,16
0,44
0,12 1
1,85 I1'97
4,20
Количества ионов а
,75~| 6,45")
Us) 8'00 1,55 }8'00
1,83
4,00
5,86
7,63
0,37
0,21
0,01
2,53
0,41
0,89
0,12
0,04
1,19
}••
00
1
4,17
I 1,23
6,60 "I
1,40/
8,00
2
0,
1,
0,
1,
0,
0,
0,
48
26
53
04
63
15
21
67
1
)■ 5,9-1
j
1,03
J
4,00
4,00
11. Феттгит (описанный в качестве желтого серицита), Амелия, Виргиния (Schaller, 1950).
Аналитик Р. И. Стивене. (Кроме того, в анализе присутствует 0,19% других
компонентов.)
12. Иллитопмй материал из пенсильванских пог..уголышх глин, близ Фитьен, округ
Вермильон, Иллинойс (Grim et al., 1937). Анализ произведен под руководством О. У. Риса.
Иллитовый материал из глинистых сланцев ордовикского возраста, близ Гилид, округ
Калхун, Иллинойс (Crlm et al., 1937). Анализ произведен под руководством О. У. Риса.
14. Глауконит из песчаника, Уоре-Флет, Ист-Тайери, Отаго, Новая Зеландия (Hutton, Seelye,
1941). Аналитик Ф. Т. Сили.
15. Триоктаэдрический иллит из глинистой почвы в Шотландии (Walker, 1950). Аналитик
Р. К. Маккензи.
а См. стр. 260.

Иллит
259
гие образцы, описанные как чистые иллиты, в действительности содержат
примесь монтмориллонита либо механическую, либо в виде смешаннослой-
ных кристаллов. Например, бравезит (это название ранее использовалось
как собирательное для обозначения минералов группы иллита)
представляет собой смешаннослойный иллитово-монтмориллонитовый глинистый
минерал (Nagelschmidt, 1944), а алуштит состоит из иллита и диккита
Семдотт дцЦ
Алюмоеетдонит К М д Al S i4O!O
Села,
Мусковит KAlj(SijAlH,0(OHJ
рерромуеювит
Si^ Al) Ою(ОН)г
в четверной
координации
Пирофиллит AlzSi^O10(OHJ
Ферропиртршишт Fe"SiwOBCOH)
ФИГ. 49. Диаграмма состава диоктаэдрических слюд и близких к ним
минералов в координатах количеств атомов R+3 в четверной координации и R+3
в шестерной координации (Yober, Eugster, 1955).
(Логвиненко, Франк-Камонецкий, 1955). Соотношения между диокта-
эдрическими слюдами, иллитами, монтмориллонитами и близкими к ним
минералами показаны на фиг. 49, представляющей собой треугольную
диаграмму с координатами — вершинами мусковит — пирофиллит — се-
ладонит. На этой диаграмме графически изображено содержание
трехвалентных ионов в четверной координации, изменяющееся от нуля в
пирофиллите и селадоните до 2 в мусковите, а также количество
трехвалентных ионов в шестерной координации, колеблющееся от 4 в пирофиллите
и мусковите до 2 в селадоните. Эти две переменные фиксируют третий
параметр, а именно сумму калия, Н2О+, двухвалентных катионов и
обменных катионов.
Минералы промежуточного состава довольно трудно отнести с
определенностью к какой-либо одной группе: группе монтмориллонитов или
группе иллитов, но минералы, имеющие составы, близкие к конечным,
17*

260 Породообразующие минералы
легко различаются по рентгеновским данным в сочетании с обработкой
изучаемых объектов гликолем.
В табл. 36 приведены химические анализы минералов, относящихся
к группе иллита. Анал. 1 относится к тонкозернистому мусковиту,
а анал. 2 — к такому же парагониту. В колонках 3—7 приведены
химические анализы гидромусковитов, а в колонках 8—9 — иллитов; колонки 10
и 11 дают составы фенгитов, тогда как анал. 12 и 13 отражают составы
образцов, у которых одновременно проявляются особенности, присущие
нескольким типоморфным минералам группы. Химизм глауконита
иллюстрируется анал. 14, а в колонке 15 приведен состав триоктаэдрического
иллита. Химические анализы гидромусковитов 4, 7 и 12 были пересчитаны
по способу, предложенному Брауном и Норришем (Brown, Norrish, 1952)
с отнесением (Н3О)+ к позиции X в структуре. Во всех остальных
случаях, за исключением анал. 14 и 15, количества ионов были получены
в пересчете на 24@ + ОН). В анал. 14 и 15 были соответственно приняты
в качестве основы для пересчета 20@) и 4(ОН), а содержания Н2О+ были
отброшены. Натровый иллит — браммалит полностью не был
проанализирован; по результатам частичного анализа он содержит 5,22% Na20
и 2,58% К2О (Bannister, 1943). Свойства серицита, описанного Мейером
(Meyer, 1935), позволяют предполагать, что это браммалит; полный анализ
этого минерала приводится в колонке 2 табл. 36. Керр и Гамильтон (Кегг,
Hamilton, 1958) отмечали «хромовый слюдисто-глинистый минерал»
с содержанием Сг2О3 порядка, 0,4—0,6%, в структуре которого
переслаивались полиморфные модификации 2М4 и 1М.
Присутствие в иллитах большого количества межслосвых ионов
калия препятствует вхождению в их структуру не только воды и
органических жидкостей, но и других катионов, в связи с чем иллиты обладают
малой емкостью катионного обмена. Способность иллитов к катионному
обмену, видимо, обусловлена наличием ненасыщенных валентностей
на гранях кристаллов, как это имеет место и у каолинита. Емкость
катионного обмена у иллитов обычно равна 10—40 мг-экв/100 г, т. е. выше, чем
у большинства каолинитов, и меньше, чем у галлуазита, монтмориллонита
и вермикулита. Однако иллиты почв часто деградируют, обедняясь
калием, и приобретают способность захватывать и фиксировать калий
из удобрений (Stanford, 1947, и др.).
Дегидратация как диоктаэдрических, так и триоктаэдрических
иллитов проходит в несколько стадий. Большая часть воды, адсорбированной
на поверхности частиц, а отчасти и межслоевая вода иллитов удаляются
быстро при температурах ниже 110°, тогда как остальная часть воды
выделяется медленнее в интервале от 110 до 350° С. Вода, представленная
ионами (ОН)-, частично удаляется сразу при температурах 350—600° С,
но небольшие ее количества остаются и медленно выделяются при
дальнейшем нагревании (Grim et al., 1937). В противоположность этому
у слюд отсутствует или имеется лишь в незначительном количестве вода,
выделяющаяся при относительно низких температурах, тогда как
входящая в их состав конституционная вода в виде ионов (ОН)- удаляется
при гораздо больших, чем у иллита, температурах, что, вероятно,
обусловлено более крупными размерами частиц слюд. При изучении явлений
дегидратации и разложения иллитов получаются различные данные
в зависимости от чистоты препаратов, размера частиц и скорости
нагревания. Очевидно, потеря ионов (ОН)- приводит лишь к незначительным
нарушениям кристаллической структуры, которая почти в неизмененном
состоянии сохраняется до температуры около 750° С (Maegdefrau, Hof-

Иллит 261
mann, 1937; Grim, Bradley, 1940). Выше примерно 850°С появляется
шпинель, количество которой возрастает до температуры 1100° С, а также,
как полагают, за счет щелочей и кремнезема тетраэдрических слоев
возникает стекло. При температуре 1100°С возникает муллит,
образующийся за счет шпинели, которая нацело резорбируется при температуре около
1300° С. Иллит, лишенный конституционной воды, очевидно, представляет
собой устойчивую модификацию со слегка увеличенным межслоевым
расстоянием и дает базальные рефлексы с несколько измененными
относительными интенсивностями. Эта модификация по сравнению с
нормальным иллитом имеет несколько меньшее светопреломление. Судя по
оптическим свойствам, окончательное разрушение структуры этой
модификации происходит при температуре около 700° С. Если структура иллита
при нагревании не полностью разрушена, то в ограниченных размерах
может проявляться регидратация (Grim, Bradley, 1948).
На дифференциальных кривых нагревания иллита присутствуют
3 эндотермических пика: пик при температуре 100—200° С соответствует
потере слабо связанной воды, пик при 550—650° С отвечает удалению
ионов (ОН)- и пик в интервале 850—950° С отражает разрушение
остаточной структуры кристаллической решетки. Вслед за последним
эндотермическим эффектом при температурах 900—1000° проявляется
экзотермический эффект, соответствующий образованию шпинели. На кривых
нагревания грубозернистого мусковита присутствует лишь один
эндотермический пик при температурах 900—1000° С. Положение среднего
эндотермического пика несколько различно у образцов иллитов из разных
районов. Так, на кривой нагревания иллита из Фитьен, Иллинойс (анал. 12),
этот пик располагается при 550° С, тогда как у иллита из Болейтера,
графство Абердин (анал. 8),— при 600° С. Иллит, описанный Маккензи
(Mackenzie, 1957), по составу близкий к иллиту анал. 12, дает отдельные
эндотермические эффекты при 550 и 650° и рассматривается как минерал,
по структуре промежуточный между двумя вышеупомянутыми. Маккензи
полагает, что различия в термических свойствах иллитов могут быть
обусловлены различным распределением А1 по октаэдрическим положениям.
Иллиты имеют малую емкость поглощения органических жидкостей
и, вероятно, удерживают полярные молекулы лишь на поверхности
кристаллов. Иллиты не изменяются при обработке бензидином, тогда как
монтмориллониты приобретают фиолетово-голубую окраску. Адсорбируя
красители сафранин «у» (красновато-фиолетовый) и малахитовую зелень
(зелено-голубую), иллиты не изменяются, тогда как монтмориллонит
после обработки последним из этих красителей приобретает оранжево-
желтую окраску. Смеси иллита и монтмориллонита можно перед
окрашиванием обрабатывать кислотой, в результате чего иллит разрушается,
а в оставшемся препарате проявляется лишь окрашивание
монтмориллонита (Grim, 1953; Milenz et al., 1951).
Синтез иллитов описывается редко, хотя, вероятно, некоторые
продукты, возникающие при экспериментах по искусственному получению
мусковита, относятся к иллиту. Поскольку искусственные мусковиты
обычно тонкозернисты, их рентгенограммы похожи на рентгенограммы
иллита, в связи с чем для уверенной идентификации минерала необходим
химический анализ. Вероятно, иллит присутствует среди искусственных
продуктов изменения некоторых минералов, например возникает при
частичном превращении нефелина, ортоклаза и лейцита в серицит (Norton,
1939). Иллит был получен в лабораторных условиях в результате
обработки монтмориллонита 1 н. раствором КС1 с последующим кипячением

262 Породообразующие минералы
в 1!н. растворе КОН, а также другими методами. Возможно, такие
реакции имеют определенное отношение к явлениям фиксации калия в почвах
(Caillere, Henin, 1948; Volk, 1938; Алешин, 1948).
Оптические и физические свойства
Светопреломление иллитов колеблется в довольно широких пределах
вследствие различных изоморфных замещений (при увеличении
содержания железа показатели преломления, в частности, возрастают), разной
степени гидратации и присутствия в них слоев других минералов. Пределы
колебаний величин показателей преломления у иллитов немного ниже,
чем у соответствующих слюд — мусковита и биотита. Б самом начале
этого раздела приведены значения оптических констант диоктаэдриче-
ских иллитов. Показатели преломления триоктаэдрических иллитов
равны Np 1,58—1,63, Ng 1,61 —1,67. При медленном нагревании
светопреломление иллитов иногда слегка возрастает, что предположительно
объясняют удалением слабо связанной воды. После того как в результате
более интенсивного нагревания происходит разрушение структуры иллитов
и выделение ионов (ОН), величина Ng у них заметно понижается (на 0,02).
В связи с чрезвычайно мелкими размерами частиц точпо измерить
оптические свойства иллитов обычно очень трудно. Тем не менее у гидрослюды
из огнеупорной глины с необычно крупными размерами частиц (табл. 36,
анал. 7) удалось определить Ng 1,578 и —2V 5—10° (Carr et al., 1953).
У «хромового слюдяпо-глинистого минерала» (Kerr, Hamilton, 1958)
установлены следующие оптические константы: Np 1,554, Nm 1,585,
Ng 1,592, —2V ~ 30°.
Чистые ил литы бесцветны, однако в присутствии примесей, например
тонкорассеянных окислов и гидроокислов железа, они могут приобретать
желтую, зеленую, бурую и т. д. окраску и слабо плеохроировать. На
электронно-микроскопических снимках иллитов лишь немногие частицы имеют
хорошо выраженные кристаллические формы. Неправильные очертания
частиц иллитов сходны с очертаниями частиц монтмориллонитов.
Удельный вес иллитов, так же как и их светопреломление, нельзя определить
точно, поскольку он зависит от степени гидратации и присутствия
примесей. Однако обычно удельный вес иллитов несколько меньше, чем
соответствующих слюд.
Диагностические признаки
В связи с чрезвычайной тонкозернистостью большинства иллитов
оптические методы при диагностике этих минералов мало эффективны.
Среднее светопреломление у иллитов и соответствующих слюд сходно,
но величина 2V у них обычно меньше, чем у мусковита.
Удовлетворительная "идентификация иллитов может быть достигнута лишь при
совместном применении нескольких методик (химического и термического
анализов, дифракции рентгеновских лучей) до и после обработки изучаемых
образцов органическими жидкостями.

Иллит 263
Парагенезис
Иллиты — наиболее распространенные глинистые минералы из числа
присутствующих в глинистых сланцах и аргиллитах; они могут
встречаться и в других осадках, например известняках. В осадках иллиты
могут отлагаться после их образования в результате поверхностного
выветривания силикатов, в особенности полевых шпатов, но в некоторых
случаях они возникают при диагенезе в процессе изменения других
глинистых минералов. По мнению Дитца (Uietz, 1942) и других
исследователей, иллит может образоваться за счет монтмориллонита в результате
адсорбции последним калия из морской воды. Как указывалось (Yoder,
Eugster, 1952), кроме привноса калия, при таком превращении должно
происходить и перераспределение ионов между октаэдрическими и тетра-
эдрическими положениями в структуре. В некоторых условиях имеет
место обратная реакция, так как иллит неустойчив в гумидной обстановке
и при гидратации, видимо, переходит в монтмориллонит. Натровый иллит—
браммалит был обнаружен в глинистых сланцах, ассоциирующих с
прослойками каменных углей (Bannister, 1943; Endell, Endell, 1943). Иллиты
могут образовываться в процессе дезинтеграции мусковита или в
результате перекристаллизации при подходящих условиях коллоидальных
осадков (Galpin, 1912). Могут они образоваться и гидротермальным путем;
они часто присутствуют в измененных породах, около выходов горячих
источников или рудных жил (см., например, Bonorino, 1959) как в виде
чистых минералов, так и в качестве компонента в смешаннослойных
глинистых минералах. Считается, что калий в состав иллита поступает
из разрушающегося калиевого полевого шпата, в связи с чем иллит,
очевидно, и встречается обычно во внутренних частях зоны гидротермальных
изменений, где температуры достигают значений, при которых происходит
разложение полевого шпата. Лабораторные исследования позволяют
считать, что как в гидротермальной, так и в осадочной обстановке
образованию иллита благоприятствуют щелочная среда и высокие концентрации
алюминия и калия. Однако, как это было показано Грюнером (Gruner,
1939), при повышенных температурах слюды (и предположительно иллиты)
могут кристаллизоваться и в кислой среде при наличии достаточного
количества калия. Образование «хромового слюдисто-глинистого
минерала» из района Темпл-Маунтин, Юта, по мнению Керра и Гамильтона
(Kerr, Hamilton, 1958), вероятно, связано с воздействием гидротермальных
хромсодержащих растворов.
ЛИТЕРАТУРА
Алешин С. II., 1948. Переход монтмориллонита в гидрослюду, Докл. АН СССР,
61, 693.
А г u j а Е., 1944. An X-ray study on the crystal structure of gumbelite, Mineral. Mag.,
27, 11.
Bannister F. A., 1943. Brammallite (sodium-illite), a new mineral from Llande-
bie, South Wales, Mineral. Mag., 26, 304.
Bonorino F. G., 1959. Hydrothermal alteration in the Front Range mineral belt,
Colorado, Bull. Goo]. Soc. Am., 70, 53.
Bradley W. F., 1945. Diagnostic criteria for clay minerals, Am. Mineral., 30, 704.
В г am mall A., Leech J. G. C, Bannister F. A., 1937. The paragenesis
of cookeite and hydromuscovite associated with gold at Ogofau,
Carmarthenshire, Mineral. Mag., 24, 507.

264 Породообразующие минералы
Brown G., MacEwan D. M. С, 1951. X-ray diffraction by structures with
random interstratification, in X-ray identification and structure of the Clay
Minerals, Min. Soc, London, 266.
Brown G., Norrish K., 1952. Hydrous Micas, Mineral. Mag., 29, 929.
Caillere S., H cnin S., 1948. Transformation experimentale d'une montmoril-
lonite en une phyllite a 10 A type illite, Compt. Rend. Acad. Sci. Paris, 226,
680.
Carr K., Grimshaw R. W., Roberts A. L., 1953. A hydrous mica from
Yorkshire fireclay, Mineral. Mag., 30, 139.
D i e t z R. S., 1942. Clay minerals in recent marine sediments, Am. Mineral., 27, 219.
E n d e 1 1 K., E n d el 1 J., 1943. Ueber die Bestimmung der Rontgenfeinstruktur
mineralischer Bestandteile von Kohlenund Aschensowie ihre technische Bedeu-
tung, Feuerungstech., 31, 137.
G a 1 p i n S. L., 1912. Studies of flint clays and their associates, Trans. Am. Ceram.
Soc, 14, 301.
Glass J. J., 1935. The pegmatite minerals from near Amelia, Virginia, Am. Mineral.,
20, 741.
Grim R. E., 1953. Clay Mineralogy, McGraw Hill, New York. [Есть русский
перевод: Грим Р. Е., 1959. Минералогия глин, ИЛ.]
Grim R. E., Bradley W. F., 1940. Investigation of the effect of heat on the clay
minerals illite and montmorillonite, Journ. Am. Ceram. Soc, 23, 242.
Grim R. E., Bradley W. F., 1948. Rehydration and dehydration of the clay
minerals, Am. Mineral., 33, 50.
Grim R. E., Bray R. H., Bradley W. F., 1937. The mica in argillaceous
sediments, Am. Mineral., 22, 813.
G г u n e r J. W., 1934. Vermiculite and hydrobiotite structures, Am. Mineral., 19, 557.
G r u n e г J. W., 1935. The structure relationship of glauconite and mica, Am.
Mineral., 20, 699.
G r u n e r J. W., 1939. Formation and stability of muscovite in acid solution at
elevated temperatures, Am. Mineral., 24, 624.
Hoinrich E. W., Levinson A. A., Levandowski D. W.,
Hewitt С. Н., 1953. Studies in the natural history of micas, Univ. of Michigan
engineering research institute, Project M. 978; final report.
H e 1 1 m a n N. N.. A 1 d r i с h D. G., Jackson M. L., 1943. Further note on
an X-ray diffraction procedure for the positive differentiation of
montmorillonite from hydrous mica, Proc. Soil Sci. Soc. Am., 7, 194.
H e у s t e k H., 1954. An occurrence of a regular mixed-layer clay mineral, Mineral.
Mag., 30, 400.
Hutton CO., Seelye F. Т., 1941. Composition and properties of some New
Zealand glauconites, Am. Mineral., 26, 593.
Jackson W. W., West J., 1930. The crystal structure of muscovite —
KAl2(AlSi3)O10 (OHJ, Zeit. Krist., 76, 211.
Jakob J., Friedlaender C, Brandenberger E., 1933. Ober Neu-
bildung von Scricit, Schweiz. Min. Petr. Mitt., 13, 74 (M. A. 6—186).
Kerr P. F., Hamilton P. K., 1958. Chrome mica-clay, Temple Mountain,
Utah, Am. Mineral., 43, 34.
Kerr P. F., Hamilton P. K., Pill R. J., 1950. Analytical data on reference
clay materials, Prelim, report No. 7, Reference clay minerals, Am. Petrol.
Inst., Res. Proj. 49, Columbia Univ., New York, 38.
Kerr P.F., К u 1 p J. L., Hamilton P. K., 1949. Differential thermal
analyses of reference clay mineral specimens, Prelim, report No. 3, Reference clay
minerals, Am. Petrol. Inst., Res. Proj. 49, Columbia Univ., New York, 38.
Levinson A. A., 1955. Studies in the mica group: polymorphism among illites
and hydrous micas, Am. Mineral., 40, 41.

Иллит 265
Логвиненко Н. В., Франк-Каменецкий В. А.. 1955. О так
называемом алуштите, Докл. АН СССР, 105, 554.
М а с Е w a n D. М. С, 1948. Complexes of clays with organic compounds I, Trans.
Faraday Soc, 44, 349.
Mackenzie R.C., 1957. The illite in some Old Red Sandstone soils and sediments,
Mineral. Mag., 31, 681.
Mackenzie R. C, Walker G. Г., Hart R., 1949. Illite occurring in
decomposed granite at Ballater, Aberdeenshire, Mineral. Mag., 28, 704.
Maegdefrau E., Hofmann U., 1937. Glimmerartige Mineralien als Tonsub-
stanzen, Zeit. Krist., 98, 31.
Meyer D. В., 1935. A sericite of unusual composition, Am. Mineral., 20, 384.
Milenz R. C, King M. E., Schieltz N. C, 1950. Analytical data on
reference clay materials, Prelim, report No. 7, Reference clay minerals, Am.
Petrol, lust., Res. Proj. 49, Columbia Univ., New York, 135.
M i n a t о H., T a k a n о Y., 1952. On the iron sericites and magnesium sericite
from Unnan mine, Shimane Prefecture, Japan, Sci. Papers College General
Education, Univ. Tokyo, 2, 189 (M. A. 12—221).
Nagelschmidt G., 1944. X-ray diffraction experiments on illite and bravaisite,
Mineral. Mag., 27, 59.
Nagelschmidt G., Hicks D., 1943. The mica of certain coal-measure shales
in South Wales, Mineral. Mag., 26, 297.
Norton F. H., 1939. Hydrothermal formation of clay minerals in the laboratory,
Am. Mineral., 24, 1.
Schaller W. Т., 1950. An interpretation of the composition of high-silica sericites,
Mineral. Mag., 29, 406.
Stanford G., 1947. Fixation of potassium in soils under moist conditions and on
drying in relation to the type of clay mineral, Proc. Soil. Sci. Soc. Am., 12, 167.
V о 1 k G., 1938. Nature of potash fixation in soils, Soil. Sci., 45, 263.
Walker G. F., 1950. Trioctahedral minerals in soil clays of northeast Scotland,
Mineral. Mag., 29, 72.
Weiss A., S с h о 1 z A., Hofmann U., 1956. Zur Kenntnis von trioktaedri-
schem Illit, Zeit. Naturforsch., 116, 429.
Yoder H.S., Eugster H. P., 1955. Synthetic and natural muscovites, Geochim.
et Cosmochim. Acta, 8, 225.

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.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Апофиллит KFCa4[Si8020]8H2O
ТЕТРАГОНАЛЬНЫЙ ( + )
No 1,534—1,535
Ne 1,535 — 1,537
Nc — No 0,002
Дисперсия Высокая, иногда аномальная
Уд. н. 2,33—2,37
Та. 4,5 — 5
Спайность По {001} совершенная, по {110} слабая
Цвет Иесцнетный, белый, розовый, светло-желтый или
зеленый; в шлифах бесцветный
Элементарная ячейка а 9,00, с 15,84 А
Z = 2. Пространственная группа Р4/тпс
Разлагается в НС1 с выделением кремнезема.
Лпофиллит — редкий минерал, интересный главным образом своей
необычной атомной структурой. Хотя апофиллит часто встречается вместе
с цеолитами и, подобно последним, характеризуется высоким содержанием
воды, в других отношениях он более сходен со слюдами. Название
«апофиллит» произошло от греческих слов аро, от, из, и phullon, лист, и
говорит о характерном разлистовании минерала при нагревании.
Структура
Структура апофиллита (Taylor, Naray-Szabo, 1931) обнаруживает
некоторое сходство со структурой слюд в том отношении, что основной
структурной особенностью является слой состава Si802o- Как и в слюдах,
он образован путем соединения тетраэдров SiO4, но отличается двумя
важными особенностями. Вместо образования примерно гексагональной сетки
тетраэдры соединены в «четырехчленные» и «восьмичленные» кольца,,
как показано на фиг. 57; чередующиеся кольца из четырех тетраэдров
обращены в противоположные стороны. Плоскость, в которой примерна
располагаются основания тетраэдров, направленных в одну сторону,
не совпадает с плоскостью, проходящей через основания других
тетраэдров. Ионы Са, К и F, расположение которых показано на фиг. 58,
связывают эти необычные плойчатые слои и лежат в горизонтальных
зеркальных плоскостях симметрии между ними; атомы кислорода молекул
воды лежат в плоскости расположения вершин тетраэдров. Каждый ион
кальция находится в семерной координации с 4 ионами кислорода (каждый
из которых связан с одним ионом кремния), 1 ионом фтора в той же
плоскости и 2 атомами кислорода молекул воды. Каждый ион фтора окружен
4 ионами кальция. Ионы калия находятся в восьмерной координации
с 4 молекулами воды, расположенными в плоскости выше, и с 4 — в
плоскости ниже. Роль атомов водорода в этой структуре не ясна, однако
межатомные расстояния говорят о том, что каждая молекула воды соеди-

ФИГ. 57. Проекция на плоскость @01) кремнекис-
лородных слоев апофиллита.
Оси симметрии четвертого порядка проходят через "углы и центр
элементарной ячейки. В кольцах 1 и 3 тетраэдры папраплеиь»
вверх, а в кольцах 2 и 4 — вниз (Taylor, Naray-Szabo, 1031).
а =9,0ОА
9,ооА-
О? 0 2
* 3
ФИГ. 58. Проекция на плоскость @01), на которой
видны ионы кислорода в вершинах тетраэдров SiO4,
а также ионы К, Са, F и молекулы Н2О, связывающие
кремнекислородные слои.
Ионы К, Са и F лежат в плоскости отражения в основании
элементарной ячейки. Ионы кислорода и гидроксила
располагаются па 1,5А выше и ниже этой плоскости (Taylor,
Naray-Szabo, 1931). 1 — ионы кислорода в вершинах
тетраэдров SiO4; 2 — (ОН) молекул воды; 3 — ионы водорода
молекул воды.

■304
Породообразующие минералы
нена водородной связью с ионом кислорода слоя Si802o- Второй ион
водорода молекулы воды также может лежать на прямой, проведенной к иону
кислорода в основании тетраэдров SiO4. Существование водородных связей
между молекулами воды и атомами О подтверждается данными по
обезвоживанию, так как потеря большей части воды происходит примерно при
250° С, т. е. выше температуры удаления свободных молекул воды, но ниже
температуры распада структурных ионов (ОН).
Химизм
Из немногих имеющихся химических анализов апофиллита 5
приведены в табл. 42. Они очень хорошо совпадают с идеальной формулой,
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ АПОФИЛЛИТА
Таблица 42
SiO2
СаО
Na,0
к2о
Н2О+
н2о-
F
O=F
Сумма
Уд. в.
1
52,24
25,11
0,27
5,05
16,41
—
1,51
100,70
0,63
100,07
2,373
2
52,41
25,28
0,39
5,09
16,37
—
1,17
100,71
0,49
100,22
2,373
3
51,90
25,24
0,53
4,69
16,53
0,14
1,70
100,73
0,71
100,02
2,361
4
52,21
25,16
0,63
4,82
16,49
—
1,40
100,71
0,59
100,12
2,371
5
52,21
25,58
1,60
3,52
17,06
—
1,16
101,13
0,43
100,70
2,3'itT
Количества ионов в пересчете на 29 (О, ОН, F)
Si
Са
Na
К
II
F
7,891
4,064
0,080 \
0,972 !
16,536
0,721
1,05
7,842
4,053
°'Ш
0,972
16,341
0,554
7,832
4,081
0,903
0,155
16,642
0,810
5 } 1,06
7,874
4,066
0,928/ 1<и
16,592
0,668
7,789
4,089
°'4621
0,671/
16,982
0,547
з
1. Апофиллит, ассоциирующий с кварцем и кальцитом, Вест-Патерсон, Нью-Джерси, США
(Gossner, Kraus, 1928). (Кроме того, в анализе MgO 0,11.)
2. Крупные кристаллы апофиллита, Кейп-Б ломи дон, Новая Шотландия (Gossner, Kraus, 1928).
3. Апофиллит из трещин в пиритовой руде, Болиден, Швеция (Odman, 1941). Аналитик
Т. Берггрен.
4. Бесцветные кристаллы апофиллита, Андреасберг-Гарц (Gossner, Kraus, 1928). (Кроме того,
в анализе AI3O3 0,46.)
5. Светло-красные кристаллы апофиллита из кварца, Гуанаджато, Мексика (Gossner, Kraus,
1928).

Апофиллит
,405
но показывают, что калий может замещаться некоторым количеством
натрия. Имеются анализы, свидетельствующие, что кремний может
замещаться некоторым количеством алюминия. Образцы с самым высоким
содержанием воды содержат меньше всего фтора, и наоборот, образцы с наиболее
низким содержанием воды характеризуются самым высоким содержанием
фтора. Недостаток фтора, когда его меньше одного атома на формульную
единицу, компенсируется ионами (ОН). Роль воды в этом минерале,
по-видимому, иная, чем в цеолитах, так как структурные определения и данные
обезвоживания показывают, что молекулы воды вероятнее всего
связаны водородными связями с атомами кислорода в сетке Si802o- При
обработке апофиллита разбавленными кислотами остается скелет кремнезема
с формами апофиллита. В природе встречаются продукты изменения
апофиллита; иногда это гидратированный кремнезем, каолинит или кальцит
(Bailey, 1941).
Оптические и физические свойства
Слоистая структура апофиллита обусловливает совершенную
спайность его по граням {001}. Кристаллы могут иметь таблитчатую или
призматическую форму; иногда встречаются зернистые массы. Хорошо
образованные кристаллы ограничены призмами или бипирамидами. На
плоскостях базальной спайности наблюдается перламутровый блеск.
Оптические свойства часто аномальны, некоторые образцы изотропны,
одноосные отрицательные или даже двуосные с перекрещенной дисперсией
плоскости оптических осей. В табл. 43 приведены показатели преломления
различных образцов по данным Венцеля (Wenzel, 1917), хотя эти данные
иногда противоречат более ранним результатам.
Таблица 43
ПОКАЗАТЕЛИ ПРЕЛОМЛЕНИЯ АПОФИЛЛИТА
К
Li
Na
Tl
Положительный
1
1
1
No
,532
,535
,537
Ne
1
1
1
534
537
539
Ne—No
0,
0,
0,
002
002
002
1
1
1
No
,5381
,5418
,5438
Изотропный
1
1
1
No
,5384
,5418
,5438
Ne—No
0
0
0
,0003
,0000
,000
\
1
1
Отрицательный
No
,5415
,5433
,5448
1
1
1
Ne
,5415
,5429
,5439
No—Ne
0,0000
0,0004
0,0009
Образцы, двупреломление которых изменяется в зависимости от длины
волны, дают аномальные интерференционные окраски, которые исчезают
при нагревании до температуры около 275° С. Эта температура примерно
соответствует температуре, при которой разрушаются водородные связи
молекул воды.
Диагностические признаки
Для апофиллита характерен квадратный габитус и часто отчетливые
аномальные интерференционные окраски. От цеолитов апофиллит
отличается своим более высоким светопреломлением и совершенной базальной
20 № 1263

306 Породообразующие минералы
спайностью, хотя и апофиллит и некоторые цеолиты одноосны.
Тетрагональный цеолит — ашкрофтин имеет сходное светопреломление и
хорошую спайность по {001}, но отличается более высоким двупреломлением.
Парагенезис
Апофиллит встречается главным образом как вторичный минерал
в миндалинах и друзах в базальтах, где он часто сопровождается
цеолитами, датолитом, пектолитом и кальцитом. Реже он присутствует в
пустотах в гранитах, в трещинах в метаморфических породах, окружающих
граниты, а также в известняках и известково-кремнистых породах, где
он ассоциирует с кальцитом и иногда является продуктом изменения вол-,
ластонита. Имеются сообщения о находках его вместе со стильбитом
на контакте серпентинитов и мраморов и в трещинах в аплите. Апофиллит
встречен в натролитовых жилах в нефелиновых сиенитах, содержащих
эгирин и щелочные амфиболы, где он ассоциирует с лампрофиллитом,
арфведсонитом, микроклином, апатитом, эвколитом, флюоритом,
кальцитом, катаплеитом и опалом (Барабанов, 1957).
ЛИТЕРАТУРА
Bailey Е. Н., 1941. Skeletonized apophyllite from Crestmore and Riverside,
California, Am. Mineral., 26, 565.
Барабанов В. Ф., 1957. Апофиллит из ущелья Гакмана в Хибинах, Докл. АН
СССР, 114, 876—879.
Gossner В., Кг a us О., 1928. Ober die chemische Zusammensetzung von Apo-
phyllit, Zeit. Krist., 68, 595.
О d m a n 0. H., 1941. Geology and ores of the Boliden deposit, Sweden, Arsbok Sveri-
ges Geol. Undorsokning, 35, No. 1 (M. A. 8—311).
Taylor W. H., Naray-Szabo St., 1931. The structure of apophyllite, Zeit.
Krist., 77, 146.
W en z e 1 A., 1917. Untersuchung der Beziehung zwischen dcr Dispersion der Doppel-
brechung und den Interferenzfarben an Apopliylliten im polarisierten Licht,
Neues Jahrb. Min., Bl — Bd. 41, 565.

Пренит
Ca2Al[AlSi3010](OHJ
РОМБИЧЕСКИЙ ( + )
Np
Nm
Ng
Ng—Np
+ 2V
Пл. о. о. @10); Np = z,
Дисперсия
Уд. в.
Тв. ,....
Спайность
Двойникование
Цвет
Элементарная ячейка
1,611 — 1,632
г \Щ
1,615—1,642 1 "
1,623-1,665 ^<г4^Й^
0,022—0,035 /S-i
65—69° / ^
Ng = z
Обычно г > v
2,90—2,95 х
6—6,5 од,
i
^>"
1
По {001} хорошая, по {110} \|
слабая
о 1
О" —4-
—
о
у_
Nm
Могут встречаться тонкие
полисинтетические двойники
Светло-зеленый, желтый, серый или белый; в шлифах
бесцветный
о 4,61, Ь 5,47, с 18,48 А
Z = 2. Пространственная группа Р2ст
Медленно желатинирует под действием НС1
Пренит — обычный гидротермальный минерал, встречающийся в
пустотах в магматических породах. Часто образует небольшие кристаллы,
располагающиеся радиально в форме розеток. Кроме того, пренит найден
в метаморфизованных известняках. Назван в честь фон Прена, который
первым обнаружил минерал на мысе Доброй Надежды.
Структура
Размеры элементарной ячейки и пространственная группа пренита
впервые были определены Госснером и Массгнугом (Gossner, Mussgnug,
1931), которые показали, что элементарная ячейка содержит две
формульные единицы состава Н2Са2А12(ЗЮ4)з. Структура полностью не определена,
но детальные морфологические, физические и химические исследования
позволили Наффилду (Nuffield, 1943) подтвердить параметры
элементарной ячейки и индицировать порошковые рентгенограммы. Берман (Вег-
man, 1937) относил пренит к группе хрупких слюд, поскольку минерал
содержит Са и имеет хорошую пластинчатую спайность. Формула,
соответствующая слоистой структуре, предложена Малчицем и Прейзингером
(Malcic, Preisinger, 1960).

308 Породообразующие минералы
Химизм
Пренит почти не колеблется по химическому составу; содержание
щелочей, марганца и магния обычно низкое и заметно только замещение
алюминия железом. Однако, как отмечал Наффилд (Nuffield, 1943),
часто наблюдается небольшое замещение кремния алюминием. В табл. 44
приведены выборочные анализы пренитов и количества ионов,
пересчитанные на основании 24@, ОН); здесь хорошо видно относительное
постоянство состава. Содержание воды несколько колеблется, однако эти
колебания, вероятнее всего, связаны с неточностью определения из-за
волокнистой природы большинства образцов. По данным Грюнера (Gru-
ner, 1933), пренит, обработанный безводным жидким аммиаком, теряет
некоторое количество воды и может абсорбировать вместо нее аммиак.
Большая часть воды теряется только при температуре красного каления.
Кривая обезвоживания, полученная Галлитълта (Gallitelli, 1928),
указывает на потерю около 0,2% воды при 230° С; остаток воды сохраняется
до температур 600—750° С. Поэтому пренит не может быть отнесен к
цеолитам, с которыми он часто ассоциирует.
Файф с соавторами (Fyfe et al., 1958) описали синтез пренита при
гидротермальной обработке стекла пренитового состава при давлении
около 3000 бар и температуре 350° С. Эти авторы отмечали, что пренит
будет быстро кристаллизоваться в условиях относительно низких
температур только в том случае, если давление будет намного выше 3000 бар.
Сообщалось, что пренит устойчив до 450° С и 4000 бар; при более высоких
температурах он переходит в анортит и волластонит (Coombs et al., 1959).
Кривая дифференциального термического анализа пренита показывает
двойной эндотермический эффект с пиками при 787 и 868° С, которые
связаны с удалением воды из структуры в два этапа (McLaughlin, 1957).
Однако Норин (Norin, 1941) наблюдал относительно большой
экзотермический пик после одного эндотермического пика и определил, что
плавление начинается при 1225° С. При метаморфизме пренит может
перейти в гранат и эпидот (M'Lintock, 1915); при низкотемпературном
изменении он превращается в сколецит или в хлорит.
Оптические и физические свойства
Знак удлинения кристаллов пренита зависит от их формы; в
призматических кристаллах он положительный. Светопреломление и двупрело-
мление, как правило, увеличиваются с увеличением количества железа.
Часто наблюдаются оптические аномалии; многие образцы обладают
волнистым или облачным погасанием и аномальной интерференционной
окраской. В этих случаях иногда отмечается перекрещенная дисперсия.
Согласно Дэна, в таких кристаллах накладываются две системы тонких
слоев, обусловливая возникновение пластинчатой слоистости параллельно
и перпендикулярно {100}.
Хорошо образованные кристаллы довольно редки. Чаще встречаются
таблитчатые скопления, бочонкообразные агрегаты и почковидные
округлые массы, нередко имеющие характерный внешний вид пережатых
столбиков, напоминающий структуру песочных часов (Shannon, 1924).
Ричмонд (Richmond, 1938) на основании оптических данных пришел к выводу,

Таблица 44
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПРЕНИТ А
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
ГеО
MnO
МцО
CaO
Na2O
K2O
H2O+
н2о-
С у м м а
Np
Nm
Ng
+2V
Уд. в.
1
42,76
—
24,83
0,13
1,12
0,05
0,07
20,84
——0,03
0,18
4,24
—
100,25
1,613
1,622
1,637
68°50'
2,928
2
44,04
0,03
24,77
0,20
0,00
0,00
0,01
26,99
0,00
0,00
} 4,20
100,25
—
—
—
—
3
42,86
0,01
24,41
0,52
0,28
0,06
0,03
26,89
0,32
0,01
4,45
0,08
99,92
1,613
1,624
1,638
68°
2,936
4
42,78
—
25,37
0,87
—
—
Сл.
26,95
0,30
Сл.
4,18
—
100,45
1,612
1,617
1,644
—
2,900
5
43,7
Сл.
24,05
0,93
0,03
0,00
0,11
26,85
0,04
0,00
4,54
0,06
100,36
1,615
1,624
1,643
69°
—.
6
41,67
0,12
24,44
1,03
0,32
—
0,25
27,25
0,18
0,18
4,44
0,00
99 88
1,615
1,624
1,644
69°
2,915
7
43,08
—
24,55
1,40
—
—
0,12
26,65
—
0,38
3,28
—
100,52
—
—
—
—
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН)
Si
А1
А!
Fe+2
Mg
Ti
Fe+2
Mn
Na
Ca
К
OH
5,909 I
0,091 |6'00
3,953 '
0,013
0,014
—
0,130
0,006 J
0,008
3,973
0,032
3,908
4,12
4,01
I
6,036
4,002 1
0,021
0,002 1
0,003 \ 4'03
_
_ !
—
3,965
—
3,840
5,930 1 15,8841
0,070 J 6'00 0,116J6'00
3,9981
3,900 ]
0,050
0,003
0,001
0,033
0,008 j
0,081
3,973
0,001
4,096
4,00
0,090
— )
0,079
5,9891 [5,786]
0,011/ 6'00 0,214/
3,7861
0,106 '
3,8741
0,096
I
4,09
4,06 3,970 4,05 3,943 3,95
3,830
6,00
0,022 j
0,003
— J
0,010
4,00
4,150
3'99
0,051
0,013
0,038
— j
0,050
4,055 } 4,14
0,032
4,114
6,043
4,0601
0,148 |
0.025
I1 4,23
4,006
3,070
6.
Сферолитовый гидротермальный пренит из амфиболита, Марковиче, Часлав, Чехославакия
(Kratochvfl, 1934).
Пурый до розового пренит из зонального пегматита ассоцирующего с кварцевым монцони-
том, секущим магнезиальные известняки, Крестмор, Калифорния (Burnham, 1959).
Аналитик У. Ф. Блек. (Кроме того, в анализе РзОб 0,01.)
Ьелый волокнистый пренит из родидгнта, Пастоки, Хиндубаг, Пакистан (Bilgrami, Howie,
i960). Аналитик Р. А. Хауи.
Кремово-желтый радиально-лучистый пренит из трещины в трапах Кьюипоу, озеро
Нипигон, Онтарио (Walker, Parsons, 1926). Аналитик X. К. Рикеби.
Полупрозрачный очень светло-зеленый гроздьснидный пренит из пустот r долерите, Про-
спект-Квори, Новый Южный Уэльс (Coombs et al., 1959). Аналитики А. М. Тейлор и Дж.
А. Ритчи. (Кроме того, в анализе РгОр 0,02 Ag 0,01, РЬ 0,04 SnO 0,01.)
Бесцветные кристаллы пропита из трещины в перидотите, восточный берег реки Бонапарт.
Ашкрофт. Британская Колумбия (Nufiield 1943). Аналитик И. У. Наффилд.
Пренит из месторождений флогопита, Эмельдшак, Южная Якутия, СССР (Галюк, 1956).
(Кроме того, в анализе остаток 1,04%.

310 Породообразующие минералы
что, кроме кристаллов, состоящих из сегментов в плоскости, параллельной
@01), имеются кристаллы, перпендикулярные к этой плоскости, которые
состоят из слоев, повернутых на 90° по отношению друг к другу.
Структура песочных часов обусловлена сочетанием срединного прослоя с
простой ромбической ориентировкой кристаллов.
Диагностические признаки
Пренит отличается от многих гидротермальных минералов своим
относительно высоким рельефом и высоким двупреломлением. Лавсонит
обладает более низким двупреломлением и несколько более высоким
светопреломлением. Датолит, который часто ассоциирует с пренитом,
характеризуется очень слабой спайностью и большим двупреломлением, а дан-
бурит, андалузит, топаз и волластонит имеют более низкое двупре-
ломление.
Парагенезис
Пренит встречается главным образом как вторичный или
гидротермальный минерал в жилах, пустотах и миндалинах в основных
эффузивных породах (например, анал. 4, табл. 44) и часто ассоциирует с
цеолитами. Кроме того, он найден в жилах в гранитах, монцонитах, диоритах
и пр. и в виде псевдоморфоз по таким минералам, как ломонтит, аксинит
и клиноцоизит. В метаморфических породах он встречается в контактно
измененных загрязненных известняках и мергелях и в породах, которые
претерпели кальциевый метасоматоз, например в родингитах (табл. 44,
анал. 3) или гранатизированных габбро. Пренит может образоваться
при изменении полевых шпатов и устойчив в условиях цеолитовой фации
и фации зеленых сланцев (Coombs, 1954; Coombs et al., 1959). По данным
Бразера (Brothers, 1956), пренит является продуктом начальной стадии
метаморфизма в рассланцованных граувакках. Кумбс с соавторами
(Coombs et al., 1959) показали, что пренитсодержагцие породы пользуются
широким распространением в Новой Зеландии; они встречаются в зоне,
характеризующейся присутствием пумпеллиита и пренита.
ЛИТЕРАТУРА
В е г m a n H., 1937. Constitution and classification of the natural silicates, Am.
Mineral., 22, 342.
Bilgrami S. A., Howie B. A., 1960. The mineralogy and petrology of a rodin-
gite dike, Hindubagh, Pakistan, Am. Mineral., 45, 791.
Brothers R.N., 1956. The structure and petrography of graywackes near Auckland,
New Zealand, Trans. Boy. Soc. New Zealand, 83, 465.
Burnham G. W., 1959. Contact metamorphism of magnesian limestones at Crest-
more, California, Bull. Geol. Soc. Am., 70, 879.
Coombs D. S., 1954. The nature and alteration of some Triassic sediments from
Southland, New Zealand, Trans. Hoy. Soc. New Zealand, 82, 65.
Coombs D. S., Ellis А. .Т., Fyfe W. S., Taylor A. M., 1959. The zeolite
facies, Geochim. et Cosmochim. Acta, 17, 53.

Пренитп 311
Fyfe W. S., Turner F. J., Vorhoogen J., 1958. Metamorphic reactions
and motamorphic facies, Mem. Geol. Soc. Am., No. 73.
G a 1 1 i t e 1 1 i P., 1928. Sulla prehnite di Toggiano, Atti Scur'toscana Sci. Nat.,
38, 267 (M. A. 4—319).
Г а л го к В. А., 1956. Пренит из Эмельджакского флогопитового месторождения
(Южная Якутия), Тр. Моск. геол.-развед. ин-та, 29, 73—76.
Gossner В., Mussgnug F., 1931. Rontgenographische Untcrsuchung an Preh-
nit und Lawsonite, Centr. Min., Abt. A, 419 (M. A. 5—186).
Gruner E., 1933. Untersuchungen an Alkali-Aluminium-Silikaten, VII, Das Vcrhal-
ten einiger mineralischer Zeolithe zu flussigem Ammoniak, Zeits. anorg. Chem.,
211, 385.
Kratochvil F., 1934. Prchnites from the environs of Caslav, Rospravy Ceske Akad.,
Class II, 44, No. 17 (M. A. 6—129).
McLaughlin R. J. W., 1957. Other minerals, in The Differential thermal
investigation of clays, Min. Soc, London.
M 'Lintock W. F. P., 1915. On the zeolites and associated minerals from the
Tertiary lavas around Bon More Mull, Trans. Roy. Soc. Edin., 51, 1.
MalCic S., Preisinger A., 1960. Struktur des Prohnits, Fortschr. Min., 38t
45 (abstract).
Nor in R., 1941. Tillampning av termisk analys pS, leror och vattonhaltiga mineral,
Geol. For. Forh. Stockholm, 63, 203.
N u f f i e 1 d E. W., 1943. Prehnite from Ashcroft, British Columbia, Univ. Toronto
Stud., Geol. Ser., No. 48, 49.
Pauling L., 1930. The structure of the micas and related minerals, Proc. Nat. Acad.
Sci. U. S. A., 16, 123.
Richmond W. E., Jr., 1938. Paragenesis of the minerals from Blueberry Mountain,
Woburn, Massachusetts, Am. Mineral., 22, 290.
Shannon E. V., 1924. The Mineralogy and petrology of intrusive Triassic diabase
at Goose Creek, Loudoun County, Virginia, Proc. U. S. Nat. Mus., 66, 62.
Walker T. L., Parsons A. L., 1926. Zeolites and related minerals from Lake
Nipigon, Ontario, Univ. Toronto Stud., Geol. Ser., No. 22, 15.

ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Жирным шрифтом выделены страницы, на которых приводятся основные
сведения по данному минералу
Агальматолит (Agalmatolite) 138
Адамсит (Adamsite) 20
Аллофан (Allopliane) 226, 235, 244,
246
Адлунит (Alunitc) 246
Алургит (Alurgite) 24
Алуштит (Alushtite) 259, 265
Альмандин (Almandine) 34
Алюмоселадопит (Al-eeladonitc) 255
Амблигонит (Amblygonile) 109
Амезит (Amesite) 34, 171, 174, 175, 177,
191-197, 214, 238
Апальдим (Analcite) 185, 279
Андалузит (Andalusite) 36, 310
Аниит (Annite) 55, 69, 71
Аиоксит (Anauxite) 226, 229, 235, 240,
244
Аяомит (Anomite) 86, 121
Анортит (Anorthite) 35
Антигорит (Antigorite) 17, 198—223
Антофиллит (Anthophyllite) 153
Апофиллит (Apophyllite) 302—306
— диагностические признаки 305
— оптические и физические свойства
305
— парагенезис 306
— структура 302
— химизм 304
Асбест (Asbestos) 198
Аттапульгит (Attapulgitc) 224, 227
Афросидсрит (Aplirosiderite) 162, 166,
171
Ашкрофтин (Ashcroftine) 306
Вавалит (Bavalite) 166, 171
Банальсит (Banalsite) 185
Барит (Barytes) 185
Бастит (Bastite) 220
Вейделлит (Beidellite) 266, 267, 271, 272,
274, 280—282, 293
Бсментит (Bementite) 185
Бёмит (Boelimite) 140
Берилл (Boryl) 38
Еертьорин (Berthierine) 177, 192
Биотит (Biotite) 9, 14, 16—18, 33—35,
49, 55, 69—101, 121, 126, 134, 182,
184, 299
— диагностические признаки 87
— оптические и физические свойства 80
— парагенезис 87
— структура 69
— химизм 71
Вравезит (Bravaisite) 251, 253, 259
Браммалит (Brammallite) 42, 45, 227,
252, 253, 256, 263
Брандизит (Brandisite) 121
Брунсвигит (Brunsvigite) 168, 172, 178
Брусит (Brucite) 151
Ваалит (Vaalite) 289
Валуевит (Valuevite) 121
Вермикулит (Vermiculite) 61, 85, 87,
153, 170, 180, 224—227, 268, 289—
301
— диагностические признаки 299
— оптические и физические свойства 298
— парагенезис 299
— структура 289
■— химизм 293
Волластонит (Wollastonite) 306, 310
Галлуазит (Halloysite) 225, 226, 228—
250, 282
Ганофиллит (Ganophyllite) 185
Гарньерит (Gamierite) 205, 212, 213
Гекторит (Hectorite) 227, 266, 271, 272,
275, 280, 281, 283, 293
Гетттит (Genthile) 212
Готит (Goethite) 186
Гидральсит (Hydralsite) 243
Гидробиотит (Hydrobiotite) 80, 85, 251,
253, 297, 299
Гидроксилфлогопит (Н ydroxy phlogo-
pite) 56, 61

Предметный указатель
313
Гидромускопит (Hydromuscovite) 20,
24, 25, 31, 225, 251, 253, 254, 256, 257
Гидрослюды (Hydro-micas) 227, 251
Гидрофлогопит (Hydrophlogopite) 297
Гимнит (Gymnite) 212
Глауконит (Glauconite) 9, 14, 16, 18,
47—54, 227, 253, 255
— диагностические признаки 52
— оптические и физические свойства
51
— парагенезис 53
— структура 48
— химизм 48
Глиммертон (Glimmerton) 251
Глинистые минералы (Clay minerals)
224—301
введение 224—227
Гоньорит (Gonyerite) 169, 171, 172, 185
Гриналит (Greenalite) 135, 191—197,
205
Гриффитит (Griffithite) 272
Грохауит (Grochauitc) 164, 171
Гюмбелит (Giimbelito) 24, 253
Данбурит (Danburite) 310
Датолит (Datolito) 310
Дафнит (Daphnito) 166, 171, 172, 177,
184, 185
Делессит (Delessite) 163, 172, 178, 184,
218
Джефферизит (Jefferisite) 289
Диабантит (Diabantite) 168, 172, 178
Дидимит (Did у mite) 20
Диккит (Dickite) 205, 226, 228—250
Доломит (Dolomite) 152, 153
Зейбертит (Seybertite) 121
Иллит (Illite) 20, 24, 28, 31, 38, 49,
51, 80, 85, 143, 170, 227, 235, 238,
250—265, 279, 282, 283
— диагностические признаки 262
— оптические и физические свойства
262
— парагенезис 263
— структура 252
— химизм 254
Иллита группа 225—227
Исинглас (Isinglass) 20
Истонит (Eastonite) 55, 58, 71
Калиевый полевой шпат (Potassium
felspar) 34, 36
Кальцит (Calcite) 153
Кандиты (Kandites) 224, 226, 228—'250
Каолин трубчатый (Tabular kaolin) 233,
234
Каолинит (Kaolinite) 17, 31, 33, 38,
85, 140, 142, 171, 180, 186, 193, 226,
228-250, 279, 282, 283
— диагностические признаки 245
— оптические и физические свойства
243
— парагенезис 245
— структура 229
— химизм 235
Каолинита грушш (кандиты) (Kaolinite
Group, Kandiles) 191, 224—226, 228—
250
Кварц (Quartz) 35, 38, 143, 152, 153,
279
Кеммерерит (Kammererite) 169, 173
Керрит (Kerrite) 289
Кианит (Kyanite) 38, 46, 143
Китайская глина (China clay) 229
Клевеландит (Claevclandite) 38
Клемептит (Klcmentito) 162, 172, 178
Клиноптилолит (Clmoptilolite) 283
Клинохлор (Clinochlore) 171, 174, 176,
178
Клинохризотил (Clino-chrysolilc) 202
Клиноэнстатит (Clinoenstatite) 146, 147
Клинтонит (Clintonite) 9, 16, 114, 115,
120-125, 134
— диагностические признаки 124
— оптические и физические свойства
124
— парагенезис 124
— структура 121
— химизм 121
Кордиерит (Cordierite) 37, 279
Корренсит (Corrensite) 170
Корунд (Corundum) 38
Корундофилит (Corundophilite) 163, 172,
178, 182, 185
Кочубеит (Kochubeite) 173
Кристобалит (Cristobalite) 140, 146,
147, 243
Кронштедтит (Cronstedtite) 191—197,
238
Ксантофиллит (Xanthophyllite) 9, 16,
120—125
— диагностические признаки 124
— оптические и физические свойства
124
— парагенезис 124

314
Иредметный указатель
Ксантофиллит, структура 121
— химизм 121
Кукеит (Cookeite) 169, 188
Лавсонит (Lawsonite) 310
Лейкофиллит (Leucophyllite) 24, 255
Лойхтенбергит (Leuchtenbergite) 171
Лепидолит (Lepidolite) 9, 14, 16, 18, 23,
25, 38, 64, 87, 102—110, 111
— диагностические признаки 109
— оптические и физические свойства
106
— парагенезис 109
— структура 102
— химизм 103
Лепидолит железистый (Iron
lepidolite) 112
Лепидомелан (Lepidomelane) 69, 71, 74,
75
Лизардит (Lizardite) 198—223
Магнезит (Magnesite) 152, 153
Манганофиллит (Manganophyllite) 17,
57, 60, 62, 66
Маргарит (Margarite) 9, 16, 114—119,
121, 185
— диагностические признаки 118
— оптические и физические свойства
118
— парагенезис 118
— структура 114
— химизм 115
Марипозит (Mariposite) 23—25, 27
Махадевит (Mahadevite) 60
Медмонтит (Medmontite) 285
Мероксен (Мегохепе) 86, 121
Метагаллуазит (Mata-halloysite) 226,
228—250
Метадиккит (Meta-dickite) 240
Метакаолинит (Meta-kaolinite) 240
Метатальк (Meta-talc) 147
Миннесотаит (Minnesotaite) 135, 146,
147, 151
Монтмориллонит (Montmorillonite) 17,
31, 38, 49, 85, 143, 170, 180, 227,-
238, 252, 255, 266—288, 293, 299
— диагностические признаки 282
— оптические и физические свойства
280
— парагенезис 282
— структура 267
— химизм 271
Монтмориллонита группа (смектиты)
(Montmorillonite Group, Smectites)
224—227, 266—288
— — — диагностические признаки
282
— — — оптические и физические
свойства 280
— — — парагенезис 282
— — — структура 267
— — — химизм 271
Мусковит (Muscovite) 9, 14, 16—18,
20—41, 43, 49, 67, 80, 85, 87, 109,
115, 118, 121, 142, 151, 182, 251, 253—
255
— диагностические признаки 33
— оптические и физические свойства 31
— парагенезис 34
— структура 21
— химизм 22
Мусковит литиевый (Lithium musco-
vite) 104
Муллит (Mullite) 140, 243, 279
Нонтронит (Nontronite) 17, 227, 266—
288
Накрит (Nacrile) 226, 228—250
Обыкновенная слюда (Common mica) 20
Оливии (Olivine) 170, 174, 204, 220
Ортохризотил (Ortho-chrysotile) 202
Палыгорскит (Palygorskite) 227
Палыгорскита группа (Palygorskite
Group) 227
Парагонит (Paragonile) 9, 14, 16,
18, 23, 25, 42—46, 114, 115, 185, 225,
226
— диагностические признаки 45
— оптические и физические свойства 45
— парагенезис 45
— структура 42
— химизм 43
Парахризотил (Para-chrysotile) 202
ГТарсеттенсит (Parsettensite) 126, 127,
131
Пауцилитионит (Paucilithionite) 104
Пенантит (Pennantite) 161, 169, 171, 172,
178, 185
Пеннин (Penninite) 152, 168, 170, 172,
174, 176, 178
Пикиохлорит (Pycnochloritc) 167, 172
Пикролит (Picrolite) 203, 218

Предметный указатель
315
Пирофиллит (Pyrophyllite) 15, 17, 24,
33, 38, 115, 121, 138-144, 151, 243,
246, 266—268, 271, 282
— диагностические признаки 142
— оптические и физические свойства
142
— парагенезис 143
— структура 138
— химизм 140
Полилитионит (Polylithionite) 104, 105
Пренит (Prehnite) 307—311
— диагностические признаки 310
— оптические и физические свойства
308
— парагенезис 310
— структура 307
— химизм 308
Протовермикулит (Protovermiculite)
289
Протоэнстатит (Protoenstatite) 147
Псевдотюрингит (Pseudothuringite) 164,
172
Рипидолит (Ripidolite) 165, 166, 171,
172, 174, 178, 180, 218
Роскоэлит (Roscoelite) 23, 25, 31
Сапонит (Saponite) 185, 227, 266, 268,
271, 272, 274, 275, 280-283, 293,
299
Селадонит (Geladonite) 47—49, 185,
227, 255, 283
Сешголит (Sepiolite) 224, 227
Септеамеаит (Soptoamosite) 192, 196
Септехлориты (Septechlorites) 61, 160,
170, 176, 191-197
Септешамозит (Septechamosite) 177,
192, 193, 196, 214
Серицит (Sericite) 20, 23, 24, 38, 85, 251,
253, 255
Серпентин (Serpentine) 17, 152, 153, 171,
180, 191, 198-223, 238
— диагностические признаки 218
— оптические и физические свойства
215
— парагенезис 218
— структура 199
— химизм 205
Сидерофиллит (Siderophyllite) 55, 69, 71
7.5
Силлиманит (Sillimanile) 35, 279
Сколецит (Scolecite) 308
Сколит (Skolite) 49, 50, 52
Слюды группа (Mica Group) 9—19
— — оптические и физические свбй-
ства 17
— — парагенезис 18
— — структура 10
— — химизм 15
Смектит (Cmectite) 266
Соконит (Sauconite) 227, 266, 271, 275,
280, 281
Сподумен (Spodumene) 38
Ставролит (Staurolite) 46
Стеатит (Steatite) 138
Стивенсит (Stevensite) 276
Стильпномелан (Stilpnomelane) 87,
126—137, 183
— диагностические признаки 134
— оптические и физические свойства
132
— парагенезис 134
— структура 127
— химизм 128
Суш-улит (Sungulite)
Тайниолит (Taeniolite) 9, 106, 109
Тальк (Talk) 15, 17, 33, 118, 121, 138,
142, 143, Н5-155, 174, 266, 268,
271, 282, 290, 299
— диагностические признаки 151
— оптические и физические свойства
150
— парагенезис 151
— структура 145
— химизм 146
Талько-хлорит (Talcchlorilo) 168, 172,
182
Топаз (Topaz) 38, 310
Тремолит (Tremolite) 152, 153
Турмалин (Tourmaline) 38
Тюрингит (Thuringite) 52, 162, 172, 178,
183, 184
Фепгит (Phengite) 20, 23—25, 151, 227,
253—255, 258
Ферростильпномелан (Ferrostilpnome-
lane) 126, 127, 129, 134
Феррофенгит (Ferrophengite) 75
Флогопит (Phlogopite) 9, 14, 16—18,
33, 34, 55—68, 71, 120, 121
— диагностические признаки 64
— оптические и физические свойства
61
— парагенезис 64
— структура 56
— химизм 57

31В
Предметный указатель
Форстерит (Forsterite) 176
Французский мел (French chalk) 145
Фтормусковит (Fluormuscovite) 31
Фторфлогопит (Fluorphlogopite) 17, 56,
58, 59, 61
Фуксит (Fuchsite) 9, 20, 23—25, 27, 31,
38
Хлорит (Chlorite) 33, 34, 52, 85, 87,
118, 124, 134, 153, 156—190, 218, 292,
299, 308
— диагностические признаки 180
— оптические и физические свойства
177
— парагенезис 180
— структура 157
— химизм 171
Хлоритоид (Ghloritoid) 118, 124, 134
Хлориты неокисленные (Unoxidized)
171
— окисленные (Oxidizcal chlorite) 171
Хризотил (Chrysotile) 198—223
Хризотил-асбест (Chrysotile asbestos)
198, 218
Хрупкие слюды (Brittle micas) 9, 114
Циннвальдит (Zinnwaldite) 9, 14, 16,
18, 106, 109, 111—113
Шамозит (Chamosite) 52, 163, 170, 172,
177, 178, 180, 186, 191 — 197, 238
Шериданит (Sheridanite) 164, 170—172,
174, 178
Шпинель (Spinel) 174, 176, 279
Ю-йен-стоун (Yu Yen stone) 203, 210
Эллахерит (Oellacherile) 23, 25
Энделлит (Endellite) 229
Энстатит (Enstatite) 176, 220, 279
Эфесвт (Ephesite) 115

СОДЕРЖАНИЕ
Предисловие 5
Сокращения и условные обозначения 7
Группа слюды 9
Мусковит 20
Парагонит 42
Глауконит 47
Флогопит 55
Биотит 69
Лепидолит 102
Циннвальдит 111
Маргарит 114
Клинтонит и ксантофиллит 120
Стильшюмелан 126
Пирофиллит 138
Тальк 145
Хлорит 156
€ептехлориты 191
Серпентины 198
Глинистые минералы 224
Группа каолинита (кандиты) 228
Иллит 251
Группа монтмориллонита (смектиты) 266
Вермикулит 289
Апофиллит 302
Пренит 307
Предметный указатель 312

ДИР, ХАУИ, ЗУСМАН
ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ
МИНЕРАЛЫ
Том 3
Редактор М. Е. Яковенко
Художник Н. С. Хмелевская
Художественный редактор Е. И. Бескова
Технический редактор Л. М. Харьковская
Сдано в производство 31/VIII 1965 г.
Подписано к печати 1/ХП 1965 г.
Бумага 7ОХ1О81До = 10,0 бум. л.
28,0 печ. л.
Уч.-изд. л. 25,63. Изд. 5/3054
Цена 2 р. 03 к. Зак. 1263
ИЗДАТЕЛЬСТВО «МИР»
Москва, 1-й Рижский пер., 2
Московская типография JV» 16
Главполиграфпрома Комитета по печати
при Совете Министров СССР
Москва, Трехпрудный пер., 9