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.