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.