由岩石风化成黏土矿物而形成黏土矿床，需要经过一个漫长的地质历史阶段，如果没有一个适当的环境和保存条件，就很难形成可用的黏土矿床。总的说来，风化程度（介质条件、黏土矿化程度）、保存条件、岩化程度、变质作用等都是关系到黏土富积条件的因素。现简述如下：

介质条件（黏土成矿环境的pH值）与黏土矿物生成顺序（黏土矿物的稳定性）的关系至为密切。以最容易转化成黏土的长石、白云母为例，来说明这一问题（表20）。从表20可以看出，当黏土矿床中以埃洛石、高岭石为主要矿物时，代表黏土矿化环境的介质条件是偏酸性的（即富含有机质、碳酸质水分），风化程度是强的，黏土矿物的转化率高而彻底，富集条件也较好。反之，若矿化环境的介质条件为中性偏碱，则只能形成过渡型的不稳定黏土矿物。这是因为从偏碱中性介质条件下所形成的蒙脱石、水云母到偏酸性介质条件下所形成的高岭石，矿物稳定性逐步增高，而晶格中的杂质含量则逐步降低。例如，高岭石是由一个铝氧八面体层和一个硅氧四面体层紧密连结的二重结构，成分固定，故矿物性能稳定。蒙脱石是由一个铝氧层和二个硅氧层连结的三重结构，层间还含有不固定的水分子和自由电荷，Al3+又常被Ca2+、Mg2+、K+、Na+、Fe3+所置换，成分多变，故矿物性能不够稳定。水云母是由一个铝氧层、两个硅氧层和一个钾离子层连结的四重结构，相当于蒙脱石的三重结构中插入一个钾离子层，属于含钾少于白云母而多于蒙脱石，含水多于白云母而少于蒙脱石的过渡产物，成分比蒙脱石更不固定，而且更易于被其它阳离子置换，故属很不稳定的矿物。

表20：介质条件与黏土矿物生成次序

岩石风化成黏土，大致经历三个阶段。第一阶段叫半风化阶段，主要以物理风化（机械破碎）为主，伴随有微弱化学风化（分解、水解），岩石还基本保持原岩结构和外观，仅部分颗粒表面发生黏土矿化。第二风化阶段叫强风化阶段，主要以化学风化为主，继续伴随有物理风化，此时原岩结构大部分消失原貌，铝硅酸盐矿物强烈地进行黏土矿化。第三风化阶段叫全风化阶段，主要以化学风化为主，原岩组织结构基本破坏，全部脱变成黏土矿物。所以说，风化程度越深，杂质淋失的越彻底，形成黏土矿物所需化学成分富集保留得越好。岩石在不同风化阶段除发生化学元素迁移和富集外，还发生矿物改组，风化程度越深，黏土矿物富集组合情况也越好。表21为硅酸盐岩石各风化阶段矿物改组情况。对于一次黏土（风化残积黏土矿床）来说，平缓丘陵山地兼有低凹地貌，较有利于把风化生成的黏土就地储存下来。如果地势陡峭，水流湍急，黏土边形成边被迅速冲失。对于二次黏土（沉积黏土矿床）来说，若有一个相对稳定的环境，兼有丰富物质来源和弱酸性介质的条件（半封闭盆地、泻湖等），将有利与黏土物质自然分选而沉积成矿床。风化残积黏土或沉积黏土矿床，经后期区域动力变质（低温高压）或接触变质（高温低压）作用后，黏土矿物大都变为刚玉、绢云母、红柱石、蓝晶石、硅线石等变质矿物，黏土矿就不复存在。个别情况下，轻微变质的黏土矿物，可形成绢云母黏土板岩而保存下来。

表21：硅酸盐岩石各风化阶段矿物改组情况

由于含黏土矿物的矿床起源的历史不同，而含有不同的材料成分，因此在使用中也会有不同的性能。甚至于在同一矿床的开采层位上也会常常遇到某种材料的均匀性上有很大变化（即在材料性能的一致性上有很大变化）。没有一种制砖原材料与另外一种制砖原材料是完全相同的性能（即没有性能完全相同的两种烧结砖瓦原材料）。然而所有原材料均是由相对小的基本建筑单元—矿物组成。在主要的单体矿物样品方面的研究已越来越多地区分出了矿物的细部结构，对单体矿物的特殊性能有了更好的认识。对单体矿物特殊性能及它们在矿物混合料中的特征的认识是对制造性能影响的基本评价的关键（即对单体矿物和它在混合矿物中的特性的认识是评价生产中性能的关键，该概念的提出最早在1950年），如对黏土、亚黏土、煤矸石、页岩或是坯体性能的考虑等。

从这些矿物学的知识上可推断出在纯矿物的原有数据、概念与大量的工业制造过程中的二次数据之间的关系（即可从单体矿物的特征与生产实际中得到的数据之间寻找出内在的联系）。首先提出这种具有启迪性深度概念的人是林赛斯（Linseis, 1950），1950年他提出要探究在矿物成分与工业制造过程中黏土及黏土坯体特性之间的关系。此后在同样的研究方向上的试验研究是由施特葛米勒（Steegmüller, 1956），巴林思（Balinth, 1973），陶思（Toth, 1973），维特斯芾（Vertesffy, 1987），魏葛曼（weigmann, 1978）和拉岑贝戈尔（Ratzenberger, 1993）分别进行的。在他们的试验中逐渐形成了使用统计学方法来研究这种关系。根据大量研究和统计分析结果表明，有关黏土矿物形成的条件的知识，其基本作用是可对黏土矿物进行正确的分类，并可对试验室试验的样品特征进行分类。黏土矿物是由不可能用肉眼分辨确认的细矿物颗粒组成，通常颗粒尺寸小于20μm。黏土的起源是基于火山的作用将喷发的岩石转移到地球的表面，喷出岩石在风化作用下形成黏土矿物。喷出岩石的主要成分是长石、石英和云母。风化机理的作用过程为：含在雨水中的二氧化碳酸的侵蚀，或是在土壤中溶解的腐植酸的侵蚀；由于风、雨、冷冻、温度的波动形成的机械性侵蚀；溪流及河水在原始岩石上的剧烈作用等。由于水对地球上风化作用及物质的存在状态起着非常显著的作用，因而地壳上的黏土主要由含水的（水解）铝硅酸盐组成。这些在地球外圈固体岩石上的侵蚀过程通常与二次沉积黏土的重新分布和分层结构有关。如果由于风形成这种重新分布，人们称之为黄土（如瑞士的黄土，中国黄土高原等）。由于冲刷形成的黄土质土壤，其中常含有30%的石灰质物质。随着风化过程的进行，黏土出现含有植物和动物成分的重新分布，以及从最初的是砂砾质形态分离出细颗粒组分。因此，土壤中除了黏土矿物之外，还含有相当多的细砂（石英）和来自植物、动物的杂质（有机碳来自死去植物的残留物；方解石来自贝类动物的残骸，例如来自鹦鹉螺化石、蚌类和珊瑚虫等）及铁类矿物。高石灰含量的黏土被称为泥灰岩黏土或是泥灰岩。保留在原矿山（层）的黏土是有差别的，如高岭土。高岭土这一名称的使用已被延伸，其中也包括几乎没有变化的、主要含黏土矿物的最初岩石的粗颗粒材料。原生高岭土在工业中常被磨成泥浆通过适当的制备后利用。与其它类型的黏土比较，高岭土有着低的塑性及低的干燥抗折强度。因高岭土仅有非常少的着色成分如铁和钛的化合物，所以高岭土更适宜于白色、半透明的瓷器的生产。

由于二次黏土矿是由水和风的作用成层沉积，这则取决于黏土形成时经过的途径。与原生黏土矿比，二次黏土有着更细的颗粒尺寸，因此它们比高岭土更好制备。此外，在二次黏土形成的再次分布过程中，比高岭土更易夹带不同的矿物成分。与高岭土比，二次黏土含有更多的云母类黏土矿物（伊利石，绿磷石，海绿石），蒙脱石类黏土矿物（蒙脱石、贝得石、绿脱石或绿高岭石），绿泥石和蛭石，因而尽管二次黏土含有较高量的石英，但是比高岭土的塑性高。由于高岭土矿床形成的本质，作为白色瓷的原材料时，虽然加入石英和长石，但是白色瓷坯料中常常仅有4~5种矿物成分，而烧结砖瓦产品坯料中通常有着7种以上或更多的矿物成分。在烧结砖瓦产品的制造过程中，由于多种多样的矿物反应类型，要观察其反应过程常常受到更多的限制。由于这种原因，除产品性能在很大程度上取决于原材料的基本特性外，所使用的设备如从成型、干燥到焙烧的工艺设备也起着很大的作用。因而几乎很少有设备、工艺完全相同的砖瓦厂。

黏土矿物的形成也不是完全取决于岩石的风化，而且也与它们后来在河流、湖泊中的沉淀（淡水黏土）或是在河流入海口附近的沉淀（海成黏土）有关。在海中这些分层的沉淀物经过数百万年的堆积，如果在海床下沉期间的形成沉淀的情况下，由于海床构造的影响，其厚度可达上百米。在较低处的沉淀层主要由于高压和温度的作用，使此处的黏土被压实。这一过程被称之为成岩过程。在成岩过程中，黏土层中的水被压出，出现了新的矿物及矿物的转变，有的矿物也可能被滤出，重新结晶并形成结合出现固（凝）结。新黏土矿物形成和转变是一个持续时间非常长的过程，因而可以发现一些矿物的变体彼此参杂在一起。这一方面的例证就是从白云母形成的伊利石，这两种矿物几乎总是在一起出现。除此而外，黏土矿物中也可能出现所谓的混合层矿物，其实例就是常常发现的伊利石和蒙脱石矿物。

没有固结的黏土矿属于地球形成近代历史上的新生代（年龄：100 万年到6700万年；中国的分类标准是200万年）时期形成的。从中生代和古生代（年龄：13700万年到35000万年）形成的黏土矿经历了数百万年已经变成了固结的黏土质页岩和黏土岩。因此黏土矿物成分是根据地质年代而在变化（图41）。然而黏土矿物生成的地质年代越近，所显示出的主要黏土矿物是：蒙脱石、伊利石、高岭石；随着地质年代的增加，黏土中的蒙脱石由伊利石取代，高岭石由绿泥石取代。图38表示了黏土矿物的丰度与地质年代的关系。未固结的黏土，由于含有相对高的蒙脱石，因此有着较高的塑性和较大的干燥敏感性。而在另一方面，固结的黏土质页岩则含有极少量的蒙脱石和相对高的绿泥石含量。由于此原因，黏土质页岩可与黏土混合，用来降低纯黏土的干燥敏感性。然而固结的黏土岩在使用前要经过相应的处理。

除了上述矿物沉积形成的基本过程外，也不能忘记地球形成历史上的各主要地质年代，黏土和高岭土的形成，是经历了极其严厉的气候（冰河时代的热、冷），生物上的变化（植物和动物的变化）及地质构造的剧变（大陆板块的位移）。因此特有沉积条件下所形成的黏土特征也带有其特殊的性能。如很多耐火黏土矿床是伴随石炭纪的早石炭世时期的煤矿而出现。某些最好的耐火黏土矿是在煤层下面，这种耐火黏土矿必须是当煤被开采之后才能开采。近代沉积形成的黏土矿床在矿物学和规模上都有变化。某些湖成或海成黏土与周围的母岩有着密切的关系。例如，某些冰川湖成黏土的矿物与从它们被风化而来的页岩是同样的，这些地区的页岩是暴露的。冲积形成的江河黏土矿通常是沿河道平行延伸，但在垂直方向上就有所限制，如长江、黄河的淤泥。某些近代沉积形成的海成黏土则在大面积上是非常均匀的，如天津附近的渤海湾沿岸海泥。

页岩矿床的勘探中，很可能会发现外表非常相似，但按矿物学的观点分析，可能是三种类型页岩中的任一种，而这三种页岩中仅有一种类型是适合作为烧结砖瓦的原材料。这三种类型的页岩分别是黏土质的、硅质的（砂岩）与石灰质的。黏土质页岩中含有黏土矿物，也许是来自沉积形成黏土的成岩化（固结）；硅质页岩的形成来自粉质砂的堆积，例如流砂。在此页岩中仅含有非常少的黏土矿物。硅质页岩仅能够用来作为一种惰性（非塑性的）填充料加到坯体混合料中，以降低坯体的过度收缩（混合料塑性太低时不能用）或使其在制品表面上产生一种艺术性装饰纹。石灰质页岩中含有可变量的方解石或是白云石，碳酸钙是其基本成分。这种类型的页岩可从含钙的黏土质页岩到含大量碳酸钙的石灰质页岩分成不同的等级，它们可以被称为过渡性的矿床。碳酸钙含量较低的石灰质页岩经专门处理后，可以用于烧结砖瓦产品的制造中，但碳酸钙含量过高的石灰质页岩则是完全不适应于烧结砖瓦产品。

图41：黏土矿物的分布与地质年代的关系

图42：黏土矿物的生成年代与丰度

根据地质生成年代，在选择页岩矿床时必须注意到黏土质页岩的另一种变化过程，即黏土质页岩转化成为板岩（slate）的程度。性质优良的黏土质页岩与规则的板岩之间有很大的差别，但是这种过渡性的页岩需要进行矿物学分析，以确定它们形成板岩的程度。在这一过渡过程中，层状的硅酸盐矿物（黏土矿物），例如黏土质页岩中含有的伊利石矿物逐渐转变成为基本矿物是绿泥石与白云母或绢云母的板岩。板岩除了当作填充料使用外，是不能够用于烧结砖瓦生产的原材料，因为板岩根本就不含有形成可塑性的黏土矿物。因而，随着页岩向板岩转化程度的增大，由于可塑性越来越低从而丧失了可加工性。某些称为板状页岩的材料在烧结砖瓦产品中使用时有较大的困难，应当尽量不用。从这里也可感觉到矿物鉴定的重要性，因在现实中，就有将烧结砖厂建设在了板岩山旁的例子，工厂建成后无论对所谓之“页岩”处理的多么细，但就是成型很困难，其怨恨都发在了砖机上，对生产挤出机的厂家横加指责。最终通过矿物分析发现，该种板岩中绿泥石含量高达45%左右，绢云母17%，石英27%，8%为钠长石，还有3%的方解石，根本就没有一点能提供可塑性的黏土矿物。

只有弄清楚了原材料性能对制造过程及产品的影响，才能做到正确的选择和利用各种各样的原材料，才能真正的谈及产品的质量控制。在原材料选择时，如运用地质学的概念也能对原材料的基本性能进行预测，这是一种非常有用的方法，例如某种和侏罗纪煤伴生的煤矸石，则可能是非常好的烧结砖瓦原材料；如是白垩纪页岩，则要特别注意其蒙脱石矿物的含量。

6、黏土矿物的结构—结晶化学特征

在研究黏土矿物结晶化学结构的基本特征时，常采用理想模型。例如可用最简单的方式来表示黏土矿物层状晶体结构的模型（图43）及四种主要黏土矿物的结构（图44）。

图43：黏土矿物层状晶体结构的模型图（K—钾离子；M—MgO·6H2O；B—(Mg，Fe)3(OH)6；W—结构层间水；（1）高岭石；（2）伊利石；（3）绿泥石；（4）蛭石；（5）蒙脱石）

由图44中可看到，四面体层和八面体层是构成黏土矿物晶体的基本单位，因它们的组合方式的不同以及夹在它们之间的离子或分子种类的不同，而形成了各类黏土矿物。

高岭石

蒙脱石

伊利石

绿泥石

图44：四种主要黏土矿物结构简单模型图（图中箭头所指方向表明其它金属离子或水分子进入了晶格）

从以上简图可看出，层状黏土矿物中存在着层间水和层间离子。层间水是指层状结构黏土矿物中，存在于叠置层之间的水分子。例如多水高岭石Al2[Si2O5]•••(OH)4•2H2O中的水，还有蒙脱石中的层间水。这些水分以H2O分子形式存在，因而不同于层内的、即八面体中的OH集团。后者虽然也可被称之为“水”，但其实质是键联接在铝离子上的若干个羟基。层间离子是指层状结构黏土矿物中，存在于叠置层之间的离子，例如伊利石矿物中的K+离子。这种层间离子半径大而电价低，它与叠置层之间的联系力较弱于层内部的化学键。

然而，几乎所有的黏土矿物都和这种模型有着这样或那样的偏差，这些偏差表现在它们的次显微结构上。在陶瓷等其他行业都已熟知次显微结构及与此相关联的晶体缺陷对其物理、力学性质的影响。近年来层状硅酸盐矿物的理论研究也证明了这种现象。很明显，黏土矿物的性质不仅取决于晶体结构类型，而且在很大程度上也取决于结构的畸变。这些可用下列事实说明，许多层状硅酸盐矿物如叶蜡石、蒙脱石、水云母（伊利石）和白云母等都具有同类型的结构层，但其性质却相去甚远。因此对黏土矿物的工艺性能研究时，研究其实际结构具有重要的实用意义。黏土矿物的实际结构与理想模型间的大多数偏差与下列现象有关：

1）结构中阳离子类质同像的置换；

2）四面体和八面体阴离子晶格的畸变；

3）四面体和八面体晶格在层中和层间相互叠置的不规则性。

下面分别讨论黏土矿物实际结构畸变的本质，而且特别注意到了二八面体矿物的结构—结晶化学特征，因为大多数黏土矿物正是该种结构类型。

6.1类质同像现象——黏土矿物的结构电荷

类质同像是黏土矿物中常见的现象，它是矿物格架中一部分阳离子被另一部分所置换。此时，矿物的晶体结构类型保持不变，而仅是改变其化学成分和物理—化学性质。

根据现代层状硅酸盐矿物结构研究的观点，高岭石族黏土矿物中的类质同像实际上并不存在；而水云母（伊利石）族、蒙脱石族、绿泥石族、蛭石族、混合型族的类质同像却是非常普遍。无论是四面体晶格，还是八面体晶格均是如此。前者通常是Al3+置换Si4+；后者是Fe3+、Fe2+、Mg2+、Cr3+、Zn2+、Li+、及其它置换Al3+。

有必要指出，除了通常的等价（化学的）置换（如Fe3+ 和Cr3+ 置换Al3+离子、Fe2+和Zn2+置换Mg2+）外，还广泛存在着异价（非化学的）置换，即由异价离子置换，特别是低价离子。此时，可能有两种情况：第一种是当阳离子被低价阳离子所置换时，结构层的总电荷保持不变，如2 Al3+被3 Mg2+所置换（此时常伴随有矿物由二八面体转变为三八面体）；第二种是置换和被置换的阳离子电荷不相等，如一个SiO4+阳离子被一个Al3+或Mg2+阳离子所置换。黏土矿物有许多极为重要的超微结构和物理—化学特性与类质同像有关。这表现在：

1）异价阳离子置换导致晶体结构的电中性被破坏，而产生过剩的负电荷。更确切地说，由异价类质同像造成的阴离子极化，与被置换的原子直接有关。结果使黏土矿物的晶体具负电位，其杂在矿物表面上的分布和数量直接依类质同像置换的性质而定。

2）格架中进入新的阳离子，既便是这种阳离子的离子半径与被置换的阳离子很相近，也会引起四面体和八面体晶格几何尺寸大小的变化，以及四面体中阳离子位置的改变。

3）黏土矿物结构层过剩电荷补偿阳离子（常被交换）的出现与类质同像置换有关。它们进入结构层之间的空间，分布于晶体边棱上。补偿阳离子的存在从根本上影响着黏土矿物的结构特征以及物理化学性质。

1809年卢斯发现分散在水中的黏土粒子可以在电流的影响下向阳极移动，由此人们认识到黏土粒子是带负电的。烧结砖瓦原材料中80%以上的电荷是集中在黏土矿物内。此外原材料的有机质中也带有一部分电荷。黏土矿物的电荷可分为下列几种：

（1）负电荷：负电荷主要是由于黏土矿物晶格内离子的类质同像替代所产生的。例如在硅氧四面体中四价的硅被三价的铝所替代，或者铝氧八面体中三价的铝被二价的镁、铁等替代，就产生了过剩的负电荷。这种负电荷的数量取决于晶格内替代的多少。

值得一提的是：在原材料中含有机质（腐殖质）时，这些有机质带有大量的负电荷。

（2）两性电荷：试验证明高岭石具有两性电荷。高岭石的边面在酸性条件下，可从介质中接受质子而是边面带正电荷。由于高岭石中类质同像替代现象较少，因此高岭石结晶构造断裂而呈现的活性边表面上的断键是高岭石带电的主要原因。蒙脱石和伊利石的边面也可能出现正电荷。

（3）净电荷：黏土矿物的正电荷与负电荷的代数和就是黏土矿物的净电荷。由于黏土中的负电荷一般都远大于正电荷，因此黏土都带有净负电荷。

从层状硅酸盐矿物类质同像置换的研究表明，叶蜡石具最小的结构电荷值（1/2晶格上为0.05）。蒙脱石族矿物（蒙脱石和绿高岭石）电荷的平均值相应为0.48和0.53。虽然它们的电荷总值相近，但在这些矿物结构中，局部电荷值却有很大差别。蒙脱石的类质同像置换主要是在八面体晶格中，Al3+被Mg2+置换，部分被Fe3+、Fe2+所置换；而在四面体晶格中，硅被铝置换的量是很少的。因此，蒙脱石的大部分结构电荷分布在八面体晶格中（0.33），只有少部分（0.15）是分布在四面体晶格中。绿高岭石的类质同像置换靠非化学规律的置换（四面体晶格中的Si4+被Al3+所置换）和八面体晶格中化学规律的置换（由Fe3+置换Al3+）。因此，绿高岭石的大部分电荷集中在四面体晶格中（0.45）,而八面体晶格的电荷总共只有偿转让0.08。

蒙脱石—水云母（伊利石）类的混合型矿物具有的层电荷介于0.55~0.85之间；电荷的平均值为0.69。与蒙脱石电荷相比，混合型总构造电荷的增加，主要是靠四面体层中的类质同像置换。总的看来，此类矿物结构中的电荷分布相当均匀：四面体和八面体晶格的电荷平均值相应为0.36和0.33。很明显，混合型八面体的电荷与蒙脱石层有关，而四面体的电荷则与水云母有关。

水云母族矿物（伊利石和海绿石）的类质同像特别发育。水云母的层电荷变化在0.70~1.00之间，而海绿石则在0.65~1.05之间。这些矿物的电荷平均值相应为0.84和平部队.89。大部分水云母的类质同像都发生在四面体晶格内，并与Al3+置换Si4+有关。海绿石则相反，大量的置换是在八面体晶格中进行，且与三价铁和二价铁镁置换铝（Al3+→Fe3+，Mg2+，Fe2+）有关。与此相应，水云母的结构电荷主要集中在四面体晶格中，而海绿石则集中在八面体晶格中。在伊利石中主要是由于硅氧四面体中的硅离子约有六分之一被铝离子所替代，使单位晶胞中月有1.3~1.5个剩余负电荷。这些负电荷大部分被层间非交换性的K+和部分Ca2+、H+等所平衡，只有少部分负电荷对外表现出来。

类质同像最发育的是二八面体矿物—白云母，其层电荷变化在0.90~1.40之间。

按照上述2：1型层状硅酸盐矿物的平均电荷值，可排列成下列顺序：叶蜡石（0.05），蒙脱石（0.48），绿高岭石（0.53），混合层型矿物（0.69），水云母（0.84），海绿石（0.89），白云母（1.15）。

6.2八面体层阴离子晶格的畸变

层状硅酸盐矿物的理想结构，是假设八面体顶面的一些氧原子呈正六角形网格。实际上几乎这些晶格的所有结构都变了形，并具有较为复杂的形状。

二八面体黏土矿物中八面体阴离子晶格畸变的主要原因是阳离子所占据的位置不平衡。在这些矿物的八面体晶格中，只有2/3阳离子的位置被占据，而且被占据的和没有被占据的八面体呈有规律的交替。八面体位置的这种畸变是由八面体晶格中应力的不平均分布造成的。这种应力是由阳离子Al3+的相同电荷互相排斥所引起，其结果使八面体阴离子晶格中O—O、OH—OH、和O—OH键的长度发生变形：八面体的公共晶棱受到挤压力而缩短到2.4~2.5Å；而非共同的晶棱则相反，稍许伸长至2.8~2.9Å。

个别八面体的变形引起所有八面体层结构骨架的畸变，此类畸变的表现如下：

1）八面体顶面氧原子的规则正六角形格架被破坏：阴离子间，每三个独自间距中的一个间距延长，而另外两个间距则被压缩。结果是理想八面体晶格ab面上的氧原子的正六角形格架转变成实际结构为复三角形的格架。

2）八面体层沿c轴压缩，而沿ab轴伸展。例如在高岭石矿物的结构中，八面体层的厚度平均为2.04~2.10Å，较单独的三水石矿层的厚度略小。同时单元晶胞的参数b由8.65Å（单独的三水铝石层）变为8.92Å（高岭石结构）。

3）由于一些棱边缩短，另一些延长，八面体的上顶面和下底面相对于法线以相反方向旋转3~5º。

另一个导致八面体阴离子晶格畸变的因素是类质同像，它引起阳离子与阴离子之间键的长度的改变。具粗大层间阳离子K+的云母，其八面体层阴离子晶格的某些畸变，可能由于晶格的大小与四面体晶格的参数不相应。三八面体矿物由于所有的八面体的方位都被填充，其阴离子晶格的变形较轻。

6.3四面体晶格的畸变

在对层状硅酸盐矿物结构具不同程度类质同像置换的研究中发现，四面体阳离子在结构中的位置可依Al3+的含量而改变。特别是当少量Si4+被Al3+置换时，四面体阳离子则从其几何中心移向四面体的底面而削弱了与顶端氧的连结。当四面体中有相当数量的类质同像置换时，阳离子则移向相反方向，即向四面体的顶部移动，这则使其与底部氧的连结减弱。

6.4八面体与四面体晶格的结合

在硅酸盐层形成时，八面体和四面体晶格产生连结。这种晶格的“结合”要求相互适应，但因为大多数黏土矿物四面体晶格的尺寸比八面体晶格略大，如高岭石理想四面体单元晶胞的b值等于9.04Å，而八面体层的b值不超过8.92Å。由于八面体晶格中的八面体是沿侧棱连结的，而四面体晶格中的四面体的连结仅仅是通过基底上共有氧实现的。因此，八面体的结构格架较四面体晶格格架要略牢固一些。这是形成层状硅酸盐结构格架时八面体晶格起主导作用的先决条件。

就二层型高岭石矿物理想的六角形格架而言，四面体底面的移动方向，取决于来自本层八面体阳离子方面的引力以及相邻晶胞OH组氢键的引力。这两支力共同促使阴离子层成正方形叠置；此时，四面体和八面体的底面正好方位相反。当四面体晶格叠置到八面体晶格上时，靠四面体围绕法线转动还不足以缩短其长度。八面体阴离子晶格的二个不可分的棱边长度，超过了四面体晶格顶端氧之间的最大距离。因此，与八面体具有公共氧的四面体，可由与正常情况相比稍微倾向基面的途径来适应八面体的大小。因此，四面体基面上的氧原子就不在一个平面上，而在硅酸盐层面上形成“凸起”和“凹陷”。（未完待续）