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

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

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

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

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

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

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

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

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