На основе особенностей кристаллического строения в первой группе выделяют следующие подгруппы.

А. Сорбенты с каркасной структурой цеолитового типа, жестким трехмерным каркасом кристаллической решетки и развитой системой внутренних микрополостей, соединенных между собой открытыми каналами. Для них характерна высокая адсорбционная и ионообменная емкости, реализующиеся во внутрикристаллических полостях и соединяющих их каналах. К ним относятся минералы группы цеолитов. Природные цеолитсодержащие породы имеют в той или иной степени развитую вторичную микропористость, за счет которой они проявляют способность к поверхностной адсорбции, являющейся резкоподчиненной относительно объемной адсорбции.

Б. Слоистые и ленточно-слоистые сорбенты глинистого типа, включающие бентонитовые и палыгорскитовые глины, обладающие поверхностной адсорбцией на плоскостях слоистых агрегатов и ионообменными свойствами.

В. Слоистые неразбухающие сорбенты глинистого типа, которым присущи ионообменные свойства; адсорбционная способность из газовой фазы для них не характерна. К ним относятся глауконит и вермикулит.

В группе аморфных природных сорбентов выделяют.

А. Силикатные сорбенты опалового типа, в основе которых лежит молекулярный обмен, обусловленный поверхностно-гидроксильными активными центрами. Для данного типа наиболее характерны осадочные опал-кристобалитовые породы – диатомиты, опоки и трепелы.

Б. Алюмосиликатные сорбенты, представляющие природную смесь твердого геля (в основном гидроксидов кремния и алюминия). К ним можно отнести бокситы и аллофаны; их значение как адсорбентов невелико.

Таблица2.5 – Классификация природных сорбентов по кристаллоструктурному состоянию и характеру адсорбции

Адсорбционная активность определяется характером пористости, величиной удельной поверхности и особенностями кристаллической структуры адсорбента [30-32]. Наибольшая адсорбционная способность свойственна цеолитам - их динамическая активность по парам воды достигает 14-16 %, а у некоторых минеральных типов (шабазита) – 28 % [39, 40]. У опалкристобалитовых пород она обычно не превышает 5—6 %. М.М. Дубинин в твердом пористом теле в зависимости от величины пор различает микропоры (1,5—1,6 нм), переходные поры (до 100-200 нм) и макропоры (n·10² нм). Микропористые сорбенты имеют большую удельную поверхность и энергию адсорбции. Цеолиты относятся к микропористым адсорбентам с размером пор 0,3-0,6 нм. Присущая им сквозная фиксированная микропористость создает так называемый молекулярно-ситовой механизм адсорбции. Для кремнистых пород типичен широкий диапазон пористости - от микро- и переходной пористости (опоки) до макропористости (диатомиты).

Бентонитовые и палыгорскитовые глины обладают переходной пористостью и макропористостью, а адсорбционные процессы протекают в основном в межслоевом пространстве разбухающих пакетов.

У некоторых природных сорбентов наряду с адсорбционными проявляются и каталитические свойства. Благодаря высокой пористости, молекулярно-ситовым свойствам и кислотостойкости их можно использовать в медицине, процессе очистки воды и в других отраслях народного хозяйства.

Глинисті мінерали відносяться до алюмосилікатів і широко поширені в природі. їхня структура складена з кристалічних алюмосилікатних шарів, що, у свою чергу, утворені з осередків, що мають форму тетраедрів або октаедрів, зв'язаних між собою в конструкції, що нагадують мережі. У вершинах кожної з таких осередків розташовані атоми кисню, а в центрі - атом металу (наприклад, алюмінію) або напівпровідника (наприклад, кремнію). Усі глини розрізняються між собою кількістю в шарі сіток з осередків того або іншого типу, а також тим, атоми яких елементів знаходяться в центрах тетраедрів або октаедрів [2].

Так, у глинистому мінералі монтморилоніті, що відноситься до групи шаруватих силікатів зі структурними ґратами, які розширюються, алюмосилікатні шари складаються з трьох сіток: середньої - октаедрічної і двох крайніх - тетраедричних, шари при цьому мають вигляд плоских пластин товщиною близько 1 нм і покладені в стопки, що утворюють монокристали. Кристалохімічна формула має вигляд SigAUC^OfiVwrbO, що відповідає наступному середньому хімічному складові, %: S1O2 66,7; АІ2О3 28,3; НгО 5,0 [3].   Однак  склад  природних  монтморилонітів  завжди  відрізняється  від теоретичного складу внаслідок ізоморфних заміщень: частина атомів кремнію в тетраедричній сітці може заміщатися атомами алюмінію, а атоми алюмінію в октаедричному шарі можуть замінятися атомами заліза, магнію, цинку, літію і т.д.. Через розходження валентностей алюмінію і кремнію або магнію й алюмінію шари при цьому заряджаються негативно. Виникаючий негативний заряд врівноважується гідратованими обмінними катіонами, розташованими в міжпакетних проміжках. Ємність катіонного обміну монтморилоніту з різних родовищ звичайно коливається в межах 0,7... 1,2 мг-экв/м [4].

Зв'язок між структурними шарами монтморилоніту здійснюється за рахунок молекулярних сил і катіонів, що знаходяться в міжшаровому просторі. Однак цей зв'язок виявляється недостатнім, щоб протистояти гідратації шарового простору, тому структура монтморилоніту має внутрікристалічне набрякання [3, 5], при цьому серед глинистих мінералів саме монтморилоніт має найбільшу здатність до набрякання [2].

Таким чином, саме висока лабільність міжпакетного простору монтморилоніту є одним з основних класифікаційних ознак цього шаруватого силікату й обумовлює його високі адсорбційні, сполучні, відбілюючі й інші корисні властивості [6].