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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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