А.В. МИДОВСКИЙ О.В. КОНОНОВ
МИНЕРАЛОГИЯ
А. В. Миловский, О. В. Кононов
МИНЕРАЛОГИЯ
Допущено Министерством высшего и среднего специального образования СССР в качестве учебника для геологических специальностей вузов
Издательство Московского университета
1982
УДК 549
Мидовский А. В., Кононов О. В. Минералогия. — М.: Изд-во МГУ, 1982 г. С «ил.., 312 с.
В учебнике приводятся общие сведения о минералах, их структурах, химическом составе, морфологии и физических свойствах. На кря-сталлохимической основе дано систематическое описание минералов по классам. При описании отображены состав, свойства, диагностические признаки, происхождение, примеры месторождений и практическое значение минералов. Рассмотрены важнейшие геологические процессы минералообразования и природные ассоциации минералов в магматических горных породах и месторождениях, пегматитах, скарнах,, рудных жилах, в осадках, коре выветривания и др.
Рецензенты:
кафедра минералогии и геохимии МГРИ им. С. Орджоникидзе;
доктор геолого-минералогических наук, профессор Б. К. Прошляков
М
1.904020000—104
077(02)—82
169—82
© Издательство Московского университета, 1982 г.
ПРЕДИСЛОВИЕ
Настоящий учебник написан в соответствии с программой курса «Минералогия» для университетов. В первой части приводится традиционная кристаллохимическая характеристика минералов. Сведения о типах кристаллической структуры и структурных мотивах минералов дополнены рассмотрением полиморфных модификаций и политипов, введен специальный раздел о структурных несовершенствах (дефектах). Рассмотрены явления изоморфизма, распада твердых растворов, отмечена особая роль воды в составе минералов, показаны способы изображения химического состава минералов на диаграммах н расчета кристаллохимических формул. Характеристика физических свойств сопровождается рассмотрением их природы, методов изучения и значения при диагностике минералов, в поисковой практике, в обогащении руд, технике и т. д.
Сведения о происхождении минералов, обычно рассматриваемые в общей части, авторы сочли целесообразным во избежание повторения изложить в третьей части учебника вместе с природными ассоциациями минералов. При этом было учтено, что начальные сведения о происхождении минералов и о геологических процессах, необходимые для систематического изучения минералов, студенты получают при прохождении курса «Общая геология». Дополнительные сведения всегда можно найти в третьей части учебника.
Во второй части приведено систематическое описание минералов, которому предшествует, как обычно, изложение классификационных принципов и порядка изложения материала при характеристике классов, внутриклассовых подразделений и отдельных минералов. При характеристике классов минералов рассмотрены химический состав, связь состава, структуры и физических свойств минералов, их происхождение, практическое значение и внутриклассовая систематика. Авторы сочли полезным дополнить общую характеристику классов расширенным списком минералов с указанием их формул и сиигоний. В число этих минералов вошли отсутствующие при система-.
3
тическом описании, ио упоминаемые при описании минеральных ассоциаций в третьей части учебника.
Список минералов в учебнике (несколько увеличен по сравнению с программой за счет включения некоторых генетически интересных нли важных в практическом отношении минералов. При описании минералов приводятся сведения о химическом составе, структуре, сингонии, морфологии, внешних, в том числе диагностических, физических признаках и свойствах; охарактеризованы разновидности, происхождение, даны примеры месторождений и отмечено практическое значение минералов.
В третьей части учебника рассмотрены общие сведения о генезисе минералов, о природных минеральных ассоциациях, генерациях и о типоморфизме минералов. Приведена классификация геологических процессов минералообразования, в соответствии с которой последовательно рассмотрены различные типы процессов и природные минеральные ассоциации. При подготовке учебника авторы стремились согласовать его содержание с теми сведениями из курсов «Общая химия», «Физика», «Общая геология» и «Кристаллография», которые по учебным планам предшеств'уют курсу «Минералогия». Благодаря этому удалось избежать повторений, особенно при описании кристаллохимических и морфологических особенностей, физических свойств и происхождения минералов. Работа над учебником потребовала обобщения значительной и очень разнообразной по объему и содержанию научной, учебной н справочной литературы по минералогии и смежным дисциплинам, материал которой был использован авторами в оригинальном или переработанном виде. В учебник вошли, в частности, отдельные таблицы, изображения кристаллов, кристаллических структур минералов и некоторые другие материалы, заимствованные из работ Н. В. Белова (1947, 1976), А. Г. Бетехтина (1951), У. Брэгга и Г. Кларинбулла (1967), А. А. Годовикова (1972, 1975), Д. П. Григорьева (1961), И. Костова (1965, 1971), Е. К. Лазаренко (1971), А. С. Марфушина (.1974), А. В. Мидовского (1979), А. С. Поваренных (1966), И. И. Шафрановского (1978) ,и др.
Вводная и первая (общая) части учебника написаны в основном О. В. Кононовым, текст второй (описательной) части составлен А. В. Мидовским и О. В. Кононовым, третья часть написана А. В. Мидовским.
Авторы глубоко благодарны профессору Г. А. Крутову за внимание, помощь и критику и профессору Г. П. Барсанову, сделавшему ценные замечания при подготовке рукописи к изданию.
Введение
РАЗВИТИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О МИНЕРАЛАХ. ИСТОРИЯ МИНЕРАЛОГИИ
Первые представления о минералах сложились в глубокой древности. Возникнув на заре появления человека и пройдя долгий путь развития, они явились основой науки о минералах — минералогии.
Познание минерального мира началось с непосредственного использования подобранных на поверхности земли камней в качестве простейших орудий труда и оружия, причем уже тогда предки человека выбирали камни, подходящие по форме, массе и прочности. В дальнейшем, с переходом к более совершенной обработке, значение камня увеличивалось, изменялось его назначение и расширялись области практического использования; лучше стали использоваться различия в свойствах камней, появился первый опыт их поисков и добычи. Особенно высокого качества получались изделия из кремния, обсидиана и халцедона, а также нефрита. Кроме топоров и молотков люди научились делать из камня удивительные по совершенству наконечники копий, дротиков и стрел, ножи, скребки и другие орудия труда. Для изготовления гончарных изделий стали добывать глину. Яркие по цвету или рисунку камни с глубокой древности использовали в качестве украшений и амулетов. Минеральные краски применяли в наскальной и пещерной живописи, ритуальной и бытовой косметике. Некоторые камни употребляли в пищу, а также использовали в качестве лекарств. К концу доисторической эпохи, судя по археологическим находкам, в практической деятельности человека находилось почти полсотни различных горных пород и минералов, такие, как гранит, базальт, обсидиан, кремень, песчаник, кварцит, халцедон, кварц, нефрит, керамическая глина и песок, минеральные пигменты (железные охры, цветная глина), каменная соль и др.
С переходом от первобытнообщинного строя к рабовладельческому, с развитием религии и возникновением античных городов и государств огромное значение имели открытие ковкости металлов, добыча и переработка руд золота, серебра, меди, олова, свинца, ртути, железа, а также драгоценных камней. Для изготовления оружия и орудий труда применялись медь, затем бронза (сплав меди с оловом) и железо. Серебро, золото и драгоценные камни служили украшениями, символами власти и широко использовались в торговом обмене. Камни и глина с древнейших времен служили важнейшим строительным материалом. При возведении монументальных сооружений обычно
5
употребляли легко обрабатываемые камни — известняк и песчаник, а для колонн, внешней и внутренней отделки, для скульптур — камни более высокого декоративного качества: мрамор, гранит, порфир, базальт, кварцит и др. При изготовлении водопроводных труб применялись обожженная глина и свинец.
В течение многих веков и тысячелетий накапливался опыт использования камня и металлов в практических целях и расширялись знания о минеральном мире, о чем свидетельствуют остатки древней материальной культуры, древние рудники, отрывочные тексты древнеегипетских папирусов и другие письменные источники. В китайских хрониках (XX—V вв. до н. э.), индийском эпосе (XI—X вв. до н. э.), а также в трудах античных авторов содержатся первые дошедшие до нас обобщения этого опыта и разнообразные сведения о камнях, отражающие сложившийся к этому времени уровень знаний и представлений о минералах и их систематике, о свойствах, строении, происхождении и применении камней. Древнегреческий мыслитель Аристотель (384—322 гг. до н. э.) объяснял образование металлов возгонкой их в газообразном состоянии из недр Земли, а его ученик Теофраст дал первое систематическое описание около пятидесяти минералов. В книгах древнеримского естесгвоиспытателя Плиния Старшего (23—79 гг. н. э.) содержатся более подробные описания камней, которые систематизированы по их практическому применению.
Б раннем средневековье горное дело получило особенно широкое развитие в странах Востока, а также в Центральной Америке, Западной и Восточной Европе, где до наших дней сохранились следы древних разработок, плавилен и кузниц. В это время на территории Средней Азии велась интенсивная добыча руд меди, ртути, свинца, серебра, олова, железа, драгоценных камней, керамической глины и минеральных красок. Накопленные здесь эмпирические сведения о минералах были обобщены в трудах выдающихся ученых Арабского Востока и средневековой Средней Азии. Минералы рассматриваются ими как природные вещества, характеризующиеся не только физическими, но и химическими свойствами. И хотя термин «минералы» еще не вошел в обиход, представление о них становится все более определенным. Выдающийся ученый средневековья Ибн-Сина (Авиценна) (980—1057) приводит следующую классификацию минералов: 1) камни и земли, 2) металлы (плавкие тела), 3) серные (горючие) ископаемые и 4) соли (растворимые вещества).
В Европе в период раннего феодализма развитие горных промыслов существенно расширилось. Уже в VI—VII вв. ведутся разработки медных, свинцовых и серебряных руд в славянских странах — Чехии и Моравии. Затем горнорудное дело распространяется по всей Европе: в Венгрии добывают золото, в Саксонии — медь и серебро, в Польше — соль, на территории современной Югославии — ртуть. На Руси в это же время разработка железных руд велась в районах Тулы и Серпухова, в Карелии добывали слюду, в Сольвычегодске — соль.
Развитие естественных наук в Европе, в том числе науки о минералах, началось с эпохи Возрождения. К XV—XVI вв. в связи с ростом городов, развитием торговли и промышленности, изобретением огнестрельного оружия растет потребность в 'минеральном сырье, расширяются поиски и увеличиваются масштабы добычи руд различных металлов, солей, слюды, каменного угля, строительных материалов и других полезных ископаемых. К этому времени в Европе уже сформировались крупные центры горнорудной промышленности. В Чехии, например, таким центром был свинцово-серебряный рудник Кутна-Гора, гор
6
ные выработки которого достигали несколько сотен метров глубины. Вместе с рудниками соседней Саксонии они обеспечивали серебром и свинцом потребность всей Европы. Знаменитые талеры (в России их называли ефимками) чеканились в саксонском горнорудном центре — городе Ехимовштале. Именно с этим периодом бурного роста горного дела в Европе связано возникновение минералогии 1 как науки о природных ископаемых телах, к которым относились наряду с различными рудами и кристаллами также горные породы, окаменелости, янтарь, каменный уголь и т. д.
Большое влияние на развитие горнорудного дела и геолого-минералогических знаний в Европе оказала деятельность немецкого ученого Георга Бауэра, известного под именем Георга Агриколы (1494—1555). В его трудах были обобщены опыт и знания, накопленные при поисках, добыче и переработке серебряных, свинцовых и оловянных руд в Саксонии и Чехии. Он предложил стройную классификацию минералов, основанную на физических свойствах и морфологии минералов (цвет, блеск, прозрачность, плотность, твердость, хрупкость, запах, вкус, внешняя форма, наружный вид, спайность, растворимость, плавкость, текстура, рыхлость, компактность, сухость). В этой /классификации все природные вещества разделены на газы, жидкости и ископаемые. Ископаемые, в свою очередь, подразделялись на простые и сложные. Средн простых различались земли, соли, камни и металлы, среди сложных — тонкие (компактные) и грубые (рыхлые) смеси. Однако Агрикола еще не делает различий между горными породами, рудами, окаменелостями и собственно минералами. С небольшими вариациями принципы этой систематики сохранялись до начала XIX столетия в трудах многих ученых, вплоть до классификации А. Г. Вернера (1750—1817), охватившей свыше трехсот названий минералов.
Только столетие спустя в Европе завершился этот этап развития минералогии, расцвет которого связывается с деятельностью Фрейберг-ской горной академии, основанной А. Г. Вернером в конце XVIII в. С этого времени начинается дифференциация науки о минеральном мире. По предложению А. Г. Вернера из минералогии выделилась геология, которая тогда называлась геогнозией, и палеонтология как наука об окаменелостях (петроматогнозия), а наука о минералах и рудах вплоть до середины XIX в. называлась ориктогнозией (греч. «ориктос» — ископаемое).
В России минералогия начала развиваться в связи с бурным ростом горного дела, начавшимся при Петре I, который в 1700 г. основал Приказ рудокопных дел для организации поисков и добычи полезных ископаемых. В это время ведется добыча меди в Приуралье, железных руд на севере России, слюды в Карелии и Восточной Сибири, серы в Поволжье, серебряно-свинцовых руд на Алтае и в Забайкалье. Позднее развернулась добыча и переработка руд железа и меди на Упале; начались разработки ценного поделочного, декоративного и строительного камня.
Развитию горного промысла в России, изучению и освоению ее природных богатств способствовала организация в 1725 г. Академии наук и деятельность выдающегося ученого Михаила Васильевича Ломоносова (1711—1765). В его многогранной научной и просветительной деятельности значительное место занимает организация геолого-минералогических исследований и поисков руд на обширной территории Рос-
1 Термин «минералогия» (лат. minera — руда) был введен в 1636 г. итальянским ученым Бернардом Цезием.
7
сии. Приступая к сочинению «Российской минералогии», он подготовил проект минералогического изучения страны, к которому составил инструкции, содержащие подробный перечень всех указаний по сбору камней и руд. В трудах «Слово о рождении металлов от трясения 3pm.wx, «Первые основания металлургии или рудных дел» «О слоях земных» наряду с подробной характеристикой руд различных металлов он отмечает минералогические признаки оруденения, описывает физические свойства минералов; морфологию минералов объясняет корпускулярным строением; связывает образование минералов и жил с «загустелыми соками земли», а их происхождение — с землетрясениями. М. В. Ломоносов предложил классификацию минералов, основанную не только на физических, но и на химических признаках. Он выделил 8 классов: 1) металлы, 2) полу-
Михалл Васильевич Ломонтсов	металлы, 3) жирные (горючие) ми-
нералы, 4) соли, 5) камни и земли, 6) руды, 7) драгоценные камни, 8) лекарственные камни.
Большое значение в развитии геолого-минералогических знаний в России имела организация в конце XVIII в. Петербургского высшего горного училища, преобразованного позднее в Горный институт, где минералогия — главная специальная дисциплина — преподав!ся с уче-. том практических нужд бурно развивающейся горной промышленности. В этот период минералогическая наука в России, находясь еще под влиянием Фрейбергской горной академии, приобретает тем не менее самобытные черты. Ее состояние в значительной мере отражают труды последователя М. В. Ломоносова академика В. М. Севергина (1765— 1826), основателя Минералогического общества. По В. М. Севергину, минералогия включает в себя описательную минералогию, минеральную химию, минералогическое землеописание, экономическую минералогию, пауку о горах и историческую минералогию. В трудах В. М. Се-вергииа наряду с точными описаниями внешних и физических свойств большое значение придается химическому составу минералов. Характеристика минералов дополняется перечнем месторождений и минеральных ассоциаций. Его работы имели не только научное значение, но и отчетливую практическую направленность на освоение минеральных богатств России.
К началу XIX столетия минералогия уже полностью оформляется в самостоятельную научную дисциплину и благодаря развитию кристал-ломорфологических и химических исследований, а также совершенствованию методов изучения физических свойств минералов вступает в новый этап своего развития, сопровождающийся дальнейшей дифференциацией.
Кристалломорфологическое направление в минералогии было заложено еще в эпоху Возрождения. После первого описания в 1611 г.
8
И. Кеплером (1571—1630) снежинок и объяснения их форм правильным расположением шарообразных частиц следует открытие в 1669 г. датчанином Н. Стенсеном (Стено) (1638—1687) на кристаллах кварца и гематита закона постоянства гран-ных углов, который только столетие спустя был подтвержден в 1763 г. М. В. Ломоносовым, а затем в 1772 г. Роме де Лилем (1736—1780), описавшим с помощью прикладного гониометра на минералах около 500 кристаллографических форм. Вместе с Р. Ж. Гаюп (1743—1821), разработавшим теорию строения кристаллов и установившим закон рациональных отношений параметров, он положил начало кристалломорфологическому направлению в минералогии, развитие которого привело к выделению самостоятельной науки — кристаллографии.
С изобретением в 1809 г. английским минералогом Г. В. Волластоном одпокружного гониометра начались планомерные измерения кристаллов минералов. Большой вклад в изучение кристаллов минералов внесли академик Н. И. Кокшаров (1818—1892), создатель капитального 11-томного труда «Материалы для минералогии России», и немецкий кристаллограф В. Гольдшмидт (1853—1930), автор многотомного «Атласа кристаллических форм». Позднее эти труды послужили основой для разработки П. Гротом (1843-—1927) и Е. С. Федоровым (1853—1919) учения о строении кристаллов — кристаллохимии.
Физическое направление в минералогии в начале XIX столетия претерпевает существенные изменения: от качественных характеристик минералов переходят к измерению их физических свойств. Широкое распространение получила введенная в 1822 г. Ф. Моосом 10-балльная шкала твердости. Изучаются тепловые, упругие, электрические и магнитные свойства минералов. С середины XIX в. начинается изучение оптических свойств с помощью поляризованного микроскопа, изобретенного в 1858 г. англичанином Г. Сорби. Широко развернувшееся вслед за этим специализированное микроскопическое изучение горных пород привело -к выделению из минералогии самостоятельной пауки — петрографии. К концу XIX в. начинается изучение люминесценции, а затем радиоактивности минералов.
Химическое направление в минералогии, уходящее корнями в средневековую алхимию, сформировалось под влиянием бурного развития химии на рубеже XVIII—XIX вв. Именно в этот период был установлен химический состав многих минералов, в которых было открыто более двух десятков неизвестных ранее химических элементов, таких, как кобальт и никель, хром и марганец, молибден и вольфрам п т. д. Сначала утверждаются представления о том, что для минералов характерен определенный постоянный химический состав. Однако позднее было обнаружено, что многим минералам свойственна широкая пзмеи-ч. '	;’с: ;-.о с става. Их изучение явилось основой -.чения -;б
Попыткам создания классификации минералов на химической основе противостояла в начале XIX в. авторитетная школа Фрейберг-ской горной академии. Физическая классификация минералов, предложенная А. Г. Вернером, уступила место химической классификации только после того, как И. Берцелиус (1826) выделил среди минералов классы окислов, силикатов, сульфатов, галоидов, карбонатов и других солей. В дальнейшем этот принцип систематики с различными дополнениями и уточнениями остается ведущим во всех классификациях минералов вплоть до наших дней.
На химической основе развивались в минералогии и первые научные представления о происхождении, или генезисе, минералов, опиравшиеся на детальные исследования псевдоморфных превращений минералов и па эксперименты по получению синтетических аналогов минералов. Большое влияние на развитие генетических идей в минералогии оказали также успехи коллоидной и физической химии.
Позднее, к началу XX столетия, из них сложилось новое химико-генетическое направление в минералогии, основоположником которого по праву считается выдающийся русский ученый академик В. И. Вернадский (1863—1945). Рассматривая минералогию как «химию земной коры», а минералы как продукты природных реакций, он считал необходимым относить к ним наряду с твердыми жидкие и газообразные природные вещества. Своими трудами об изоморфизме, структуре силикатов, о парагенезисе, радиоактивных элементах, распределении химических элементов земной коры, химическом составе воды и живого вещества он заложил основы современной минералогии, а также геохимии, гидрохимии и биогеохимии.
Дальнейшее развитие идеи В. И. Вернадского получили в трудах его ученика академика А. Е. Ферсмана (1883—1945), плодотворная научная и организационная деятельность которого оказала огромное влияние на развитие современной минералогии и геохимии. С его именем связано исследование кристалломорфологии алмазов, изучение цеолитов 'И слоистых силикатов, учение о пегматитах, разработка тео-
10
Владимир Иванович Вернадский
ретических основ геохимии, открытие и освоение минеральных богатств Кольского полуострова, Средней Азии и других районов СССР.
В первые десятилетия Советской власти в связи с размахом геологоразведочных работ в стране начали широко проводиться минералогические исследования месторождений разнообразных полезных ископаемых и отдельных регионов. Эти геолого-генетическое и топоминералоги-ческое направления исследований нашли отображение в известных работах А. Е. Ферсмана, А. К. Болдырева, А. Г. Бетехтина, II. И. Гинзбурга, С. М. Курбатова, С. С. Смирнова, Н. А. Смольянинова, П. П. Пилипенко, А. А. Твалчрелидзе, А. С. Уклонского, Н. М. Федоровского и их учеников.
Для современного этапа развития минералогии характерна постановка исследований в различных теоретических и прикладных направлениях. Эти исследования широко ведутся в нашей стране. Углубленному изучению минералогии различных генетических типов месторождений посвящены труды К. А. Власова, В. II. Герасимовского, Е. К. Лазаренко, В. Ф. Барабанова, Г. П. Барсанова, А. II. Гинзбурга, Г. А. Крутова, А. А. Кухаренко, Н. В. Петровской, Ф. В. Чухрова, Т. Н. Шадлун и других ученых. Большой вклад в минералогию внесли также С. Т. Бадалов, А. А. Годовиков, С. В. Малинко, А. С. Марфутгин, В. Г. Мелков, Д. А. Минеев, Е. И. Семенов, Д. П. Сердюченко, Г. А. Сидоренко, Н. А. Солодов, А. С. Поваренных, Л. К. Яхонтова и др. Ими детально изучены разнообразные минералы, открыто немало новых, в том числе и промышленно ценных, составлены сводки по минералам отдельных элементов и по минералогии различных типов месторождений полезных ископаемых.
Физико-химическое направление в минералогии развивается на основе изучения природных минеральных ассоциаций и теоретического
11
Александр Евгеньевич Ферсман
анализа минеральных равновесий, разработанных Д. С. Коржинским и получивших развитие в работах В. С. Соболева, В. А. Жарикова, А. А. Маракушева, Л. Л. Перчука и др. Широкое развитие получило экспериментальное моделирование эндогенных и экзогенных процессов минералообразования, синтезирование минералов, изучение состава и агрегатного состояния включений, определение термодинамических констант минералов (В. С. Балицкий, А. А. Беус, А. А. Годовиков, Н. П. Ермаков, Д. С. Калинин, Н. Я. Некрасов, Л. Н. Овчинников, В. Ф. Сыромятников, Н. И. Хита-ров, Н. Ф. Челишев и др.).
Морфогенетическое направление в минералогии, благодаря трудам Г. Г. Леммлейна, И. И. Шаф-рановского и особенно Д. П. Григорьева сложилось в стройное уче-
ние о развитии минералов и минеральных агрегатов — онтогению минералов. В этом направлении интересные работы принадлежат Г. Н. Вертушкову, Ю. М. Дымкову, Н. 3. Ев-зиковой, А. Г. Жабину, Д. В. Рундквисту, Н. П. Юшкину и др.
Кристаллохимическое направление благодаря работам Н. В. Белова (1891—1982) и его учеников сформировалось в структурную минера
логию. Расшифровка кристаллических структур минералов явилась основой современной систематики минералов (Г. Б. Бокий, А. С. Поваренных, В. А. Франк-Каменецкий, Б. Б. Звягин, Е. А. Победимская, Ю. А. Пятенко, В. В. Бакакин, М. А. Симонов и др.).
Физическое направление в минералогии основано на теоретических и методических достижениях физических наук, особенно физики твердого тела, оптической и резонансной спектроскопии н электронной микроскопии. Исследования в этом направлении существенно углубили представления о внутреннем строении минералов и позволили расшифровать природу физических свойств минералов. Развитие этих исследовании начатых в нашей стране в после юо’Я'ыс годы С. А. Грум-Гржи-чаклс. М. Ч. Ме.тапхс-пг’.ым, Г. П. Барсаковым, А С. Поваренных. Г. Ф. Комовским, благодаря трудам В. М. Винокурова, Г. С. Грицаен-
Николай Васильевич Белов
12
ко, А. С. Марфунина, А. Н. Платонова, А. Д. Ракчеева, М. И. Самойловича, Г. А. Сидоренко, А. Н. Таращана и других оформилось в научное направление — физику минералов.
Большое внимание в последние годы уделяется прикладным минералогическим исследованиям — поисковой и технологической минералогии. На основе учения о типоморфизме минералов разрабатываются минералогические методы поисков и критерии оруденения, проводятся минералого-технологические исследования руд с целью полного и комплексного использования минерального сырья и охраны окружающей среды (Ф. В. Чухров, А. И. Гинзбург, Н. В. Петровская, В. И. Кузьмин, Д. А. Минеев, Н. Ф. Челищев и др.).
Труды советской минералогической школы занимают ведущее положение в мировой минералогической науке. Они связаны с практическими потребностями народного хозяйства и наряду с другими геологическими исследованиями помогают выявлению и разведке разнообразных полезных ископаемых, и тем самым играют важную роль в создании и освоении минерально-сырьевой базы нашей страны.
СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ
В настоящее время минералами называют физически и химически однородные кристаллические тела, образовавшиеся в результате природных физико-химических процессов.
С физико-химической точки зрения минерал представляет собой твердую фазу. Устойчивость минералов зависит от температуры, давления или химического состава среды. Например, с увеличением давления может изменяться кристаллическая структура, а при нагревании происходит плавление минерала или его растворение в воде. Наоборот, охлаждение расплава, конденсация газов или насыщение раствора могут привести к выделению твердой фазы. Поэтому природные жидкости или газы представляют собой не минералы, а среду образования или изменения минералов.
С физической точки зрения минералы представляют собой конечные по своим размерам кристаллические тела, которые называются минеральными индивидами. Каждый индивид характеризуется определенной поверхностью в виде граней кристаллов или произвольных межзерновых границ.
Минеральные индивиды обычно находятся в срастании с другими индивидами, образуя различные горные породы, руды и другие агрегаты, слагающие разнообразные геологические тела: интрузии, жилы и залежи полезных ископаемых и т. д. Они могут находиться также в тонкодисперсном состоянии, в аморфных, стеклообразных и коллоидных образованиях, а также в виде суспензий и взвесей в природных водах и газах Земли или в космосе.
С кристаллохимических позиций минералы представляют собой индивиды, характеризующиеся кристаллическим строением, т. е. определенными конституционными признаками — типом структуры и идеализированным химическим составом. Все встречающиеся в природе минеральные иитивпты являются ирис:аллохнмпческн тождественными, т. е. близкими по сосшву и ci росшие представителями одного минерального вида. Каждый мипералы^ый влд имеет собственно-? название, а его „мпческдй соегад выражается идеализированной формулой.
Согласно определению, минералы одинакового состава с различной структурой относятся к разным минеральным видам. Химические гра
13
ницы минеральных видов переменного состава с однотипной структурой менее определенны, особенно в случаях, когда содержание отдельных компонентов меняется очень широко, вплоть до полной взаимозаменяемости. Минералы промежуточного состава со стехиометричным, т. е. кратным простым числам, соотношением компонентов, отличающиеся от других минералов переменного состава структурной упорядоченностью, представляют собой самостоятельные минеральные виды.
Пользуясь общим термином «минерал», следует всегда иметь в виду, что подразумевается под ним в каждом конкретном случае. В дальнейшем изложении термин «минерал» будет нести двойную нагрузку как синоним понятий «минеральный вид» и «индивид». Минералы могут быть представлены разновидностями, отличающимися некоторыми особенностями химического состава и структуры, а также морфологией или физическими свойствами.
Химические разновидности характеризуются содержанием примесных элементов в определенных естественных границах. Нередко они имеют собственные названия, например марматитом называется железистый сфалерит.
Структурные разновидности минералов отличаются некоторыми особенностями кристаллической структуры обычно при неизменном химическом составе. Примером могут служить правые и левые структурные формы кварца, минералы с закономерным или случайным расположением в структуре взаимозаменяемых атомов элементов, т. е. с различной степенью упорядоченности (полевые шпаты — ортоклаз и санидин), слоистые минералы с различным порядком чередования атомных слоев в структуре (мусковит, молибденит) и т. д.
Морфологические разновидности минералов имеют присущий только им облик кристаллических индивидов или минеральных агрегатов. Многие из них имеют собственные названия, например халцедон — колломорфная скрытокристаллическая разновидность кварца, селенит — параллельно-волокнистая разновидность гипса и др.
Физические разновидности минералов характеризуются специфическими физическими свойствами, в основном оптическими — прозрачностью и окраской. Некоторые разновидности являются драгоценными минералами или применяются в промышленности. К ним относятся, например, ярко-зеленый берилл — изумруд, голубой — аквамарин, желтый — гелиодор; прозрачная разновидность кварца — горный хрусталь, фиолетовая — аметист, черная — морион и т. д.
Необходимо подчеркнуть, что минералы образуются не только в земной коре. Они входят в состав мантии и более глубоких недр нашей планеты, рассеяны в гидросфере и атмосфере. Минералы слагают также Луну, многие планеты и их спутники, астероиды, входят в состав метеоритов и мельчайших частиц космической пыли, падающих на поверхность Земли; они образуются также при столкновении с Землей крупных космических тел.
Специальное название «искусственные минералы» имеют синтетические аналоги минералов, которые нередко получают в виде крупных кристаллов. В последнее время некоторые из них выращиваются в промышленных масштабах с целью замены дефицитного минерального сырья: оптического кварца, алмаза, корунда, изумруда и др. К объектам минералогических исследоваиий относятся также техногенные минералы, образование которых в природных условиях стимулировано производственной деятельностью человека, например на стенках горных выработок и в рудных отвалах, в обсадных трубах буровых скважин и т. д.
14
К минералам относятся такие кристаллические продукты жизнедеятельности различных организмов, например сульфатредуцирующих бактерий, благодаря которым самородная сера и карбонат кальция образуются за счет гипса. Входя в состав ткани животных и растений, минералы образуют органо-минеральные агрегаты, например в виде апатита в костях, флюорита в зубах, целестина или тридимита в скелете радиолярий и т. д. После отмирания организмов некоторые из этих минералов образуют скопления ценного минерального сырья, например фосфоритов, трепела и т. д.
В настоящее время установлено свыше 3000 минеральных видов и почти столько же разновидностей. Каждый год открывают несколько десятков минералов. Земная кора сложена в основном полевыми шпатами и кварцем, на их долю приходится 55 и 10% соответственно (данные А. Е. Ферсмана), широко распространены также пироксены, амфиболы, хлориты, слюды, глинистые минералы, карбонаты и др. Сравнительно часто встречаются еще несколько десятков видов минералов. Остальные очень редки.
Некоторые минералы представлены огромными массами почти мономинеральных пород или промышленных скоплений — месторождениями полезных ископаемых. Примером могут служить магнетит, магнезит, кальцит, гипс, галит и др. В то же время известны минералы, которые находятся в количестве, едва достаточном для их диагностики.
Распространенность и число минеральных видов в земной коре определяются в основном распространенностью и химическими свойствами атомов минералообразующих элементов, способность которых концентрироваться с образованием минералов или рассеиваться, т. е. их химическая активность, зависит от физико-химических условий среды. Распространенность химических элементов в земной коре определяет массу количественно преобладающих видов минералов. Многообразие видов и разновидностей можно было бы определить числом возможных сочетаний химических элементов. Однако это допущение не согласуется с реальным числом известных минералов. Ограниченность числа минеральных видов обусловлена тем, что не все даже распространенные химические элементы могут взаимодействовать с образованием устойчивых соединений в природных условиях. Наиболее распространенными видообразующими элементами в минералах являются О, Si, Al, Fe, Са, Na, Mg, К, Ti. Среди среднераспространенных — S, Cl, С, Мп, Н, а в числе нераспространенных и редких — Си, В, Be, Pb, Sb, As, Bi, Se, U, Ag, Те и др. Некоторые элементы вообще не образуют самостоятельных видов минералов и находятся в рассеянном состоянии, например рубидий, инертные газы, некоторые элементы группы редких земель.
ЗНАЧЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ ЗАДАЧИ МИНЕРАЛОГИИ
Познание минерального мира, возникновение и развитие минералогии всегда происходили и происходят в основном в связи с практическими потребностями человечества. Развитие производительных сил на всех стадиях развития человеческого общества связано с непосредственным использованием минералов или извлекаемых из них ценных компонентов — благородных, цветных, черных и редких металлов и неметаллов, рассеянных элементов, разнообразных химических соединений. С дальнейшим расширением потребностей в минеральном сырье роль минералогических исследований в обеспечении промышленности минерально-сырьевой базой еще более увеличивается. В общей слож
15
ности в настоящее время в промышленных целях используют около 10% всех минеральных видов, и число их благодаря минералогическим исследованиям непрерывно растет (в среднем на 10—15 минеральных видов в десятилетие). Только за последние 15—20 лет приобрели промышленное значение такие редкие минералы, как фенакит Be2[SiO4], бертрандит Be4[Si2O7] (ОН)4, бадделеит ZrO2 и даже недавно открытые новые минералы, например кордероит Hg3S2Cl2, гагаринит NaTRCaF6 и др.
Важнейшая задача минералогических исследований в настоящее время состоит в расширении минерально-сырьевой базы, в выявлении новых видов минерального сырья, за счете 1) поисков промышленных концентраций минералов, считающихся редкими; 2) изучения физических и физико-химических свойств минералов; 3) выявления в известных распространенных минералах высоких концентраций элементов-примесей; 4) открытия новых рудных минералов.
Необходимо отметить важность, минералогических исследований при проведении поисково-разведочных работ и для оценки качества руд. Уметь правильно и быстро определять минералы, знать их поисковое и промышленное значение — необходимое условие высокой квалификации не только минералогов, но и всех геологов. Эффективное использование минералогических знаний на всех стадиях геологических исследований (геологическая съемка, геологоразведочные работы, ревизия рудопро-явлений и аномалий, выявленных геохимическими и геофизическими методами) имеет большое практическое значение, служит оценке перспективности оруденения на глубину и позволяет оценить возможности комплексного использования минерального сырья. Дальнейшие задачи минералогии © этом направлении состоят в разработке.надежных минералогических признаков промышленного оруденения и критериев технологического качества руд на основе теоретических и методических успехов физики минералов.
; Огромно влияние, которое оказала минералогия на развитие других естественных наук. Химия и предшествующая ей алхимия развивались i на основе изучения химического состава и свойств различных минералов и руд; на минералах отрабатывались методы аналитической химии, большинство химических элементов было обнаружено при изучении химического состава минералов. Многие физические свойства и явления первоначально были открыты на природных кристаллах. С них же началось развитие представлений о строении кристаллического вещества. Именно в недрах минералогии, как уже отмечалось, зародились и в дальнейшем получили самостоятельное развитие кристаллография, петрография, геохимия, учение о полезных ископаемых и др.
Современная минералогия находится в тесном взаимодействии с фундаментальными естественными пауками — физикой и химией. Широко используя теоретические и методические достижения этих наук, она служит проводником научно-технического прогресса в смежные геологические и прикладные пауки, связанные с изучением минерального состава пород и руд, с поисками, разведкой и переработкой минерального сырья. Минералогические методы широко используются в петрографии, литологии и геохимии, при изучении почв и грунтов, в мерзлотоведении, при изучении состава окаменелостей и каустобиолитов, в медицине, археологии и других науках. Вместе с тем необходимость детального изучения состава, структуры и свойств минералов в научных и прикладных яслях активно стимулирует развитие высокочувстви-телнты:, л:жам.ных а экспрессных фи ш •. и ..ихкысских методов,
Часть I
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ
кристаллохимическая характеристика
МИНЕРАЛОВ
МЕЖАТОМНАЯ СВЯЗЬ
И КООРДИНАЦИЯ АТОМОВ В МИНЕРАЛАХ
Энергия связи, межатомные расстояния и электронное строение атомов в минералах. Минералы — вещества кристаллические, слагающие их атомы химических элементов располагаются в узлах пространственной решетки в закономерном порядке и удерживаются в равновесном состоянии силами взаимного притяжения и отталкивания. Природа и величина этих сил определяются свойствами взаимодействующих атомов химических элементов. Эти свойства обусловлены зарядом ядра, электронным строением атомов и являются неповторимыми для разных химических элементов.
Образование любого химического соединения, в том числе минералов, можно представить как сближение свободных атомов до определенного расстояния между ними, при котором силы притяжения и отталкивания уравновешены. Равновесному состоянию атомов соответствует минимум энергии, так как в химическом соединении потенциальная энергия атомов меньше, чем энергия свободных, несвязанных атомов. В общем виде разность между величиной энергии свободных атомов и минимумом потенциальной энергии атомов в связанном состоянии определяется как энергетическая мера химической связи. В кристаллах она называется энергией кристаллической решетки. Эта величина означает, что при образовании кристалла выделяется некоторая часть свободной энергии. Для разрушения же кристалла необходимо затратить соответствующую по величине долю энергии. При назревании минералов, вследствие увеличения амплитуды колебательных движений атомов и их смещения относительно равновесных положений, средние межатомные расстояния увеличиваются. При значительном увеличении температуры средние межатомные расстояния резко возрастают, в результате чего происходит разрушение минералов. Увеличение давления, наоборот, способствует сближению атомов и уменьшению расстояния между ними.
Расстояние между атомами — величина весьма характерная при определенной температуре и давлении для каждого кристаллического вещества, в том числе и для минералов. Разоры атомов и ионов ь кпнеталлах зависят прежде вс?: о <.т з'лектронго. о строения со-.л:’.:тст-ПТОКК :	-П,В. ЛгЖ'Ы	... Ш С : Г . 11 С Ш.ЖрОГШУ: М. . ' V
Рис. 1. Конфигурация s-, р- и d-орбиталей (пояснение в тексте)
рой отличаются не только размерами, но и конфигурацией, которая описывается орбиталями. Как известно, s-орбитали имеют сферическую конфигурацию, три р-орбитали ориентированы вдоль координатных осей рх, Ру, pz, пять d-орбиталей характеризуется координатными dz> ) и межкоординатными dxy, dxz, dyz ориентациями (рис. lj.
Сложнее ориентация /'-орбиталей.
Координационные числа и координационные полиэдры. Размеры и электронная структура атомов определяют характер их пространствен-
18
кого размещения в кристаллической структуре минералов относительно друг друга, т. е. координацию. Координационное число (К. Ч.) указывает, какое количество атомов или ионов противоположного знака располагается на ближайшем расстоянии от данного иона. Пространственное расположение координирующих атомов (ионов) в разных минералах различное. Оно описывается геометрическими фигурами, вершины которых представляют собой центры координирующих атомов. Объемные координирующие фигуры называются координационными многогранниками (или полиэдрами). Координационное число и тип координационного полиэдра зависят от характера пространственного расположения атомов в минералах. Простейшему случаю плотнейшей упаковки сферических по форме атомов одного размера отвечают координационные полиэдры с К. Ч.= 12. Например, у самородной меди координационный полиэдр каждого атома меди представляет собой 12-вершинный кубооктаэдр. Атомы или ионы, расположенные в пустотах плотнейшей упаковки других атомов, имеют октаэдрическую или тетраэдрическую координацию. Например, в галите \аС1 крупные анионы хлора образуют плотнейшую кубическую упаковку, а катионы натрия располагаются во всех октаэдрических пустотах; в этой структуре каждый катион окружен 6 анионами (К. Ч. = 6). В корунде А12О3 ионы алюминия занимают только 2/3 октаэдрических пустот плотнейшей гексагональной упаковки ионов кислорода. Плотнейшая упаковка искажается, если размеры координированных атомов оказываются больше соответствующих октаэдрических и тетраэдрических пустот.
Координация атомов и типы химических связей. Координация атомов в структуре минералов определяется также типом химической связи -между ними — состоянием, которое, в свою очередь, зависит от электронной структуры взаимодействующих атомов и расстояния между ними. Для большинства минералов характерны ионная и ковалентная связи. Сравнительно небольшой части минералов свойственна металлическая связь. Кроме того, большое распространение имеют остаточная (ван-дер-ваальсова) и водородная связи. Обычно в минералах проявляются два или три типа химической связи. Особенно распространены в минералах промежуточные ионно-ковалентная и ковалентно-металлическая связи. Структуры минералов с одним типом химической связи атомов называются изо- или гомодесмическими; если в минералах реализуются несколько типов межатомных связей — анизо- или гетеродесмическими.
В случае ионной связи, характеризующейся электростатическим притяжением противоположно заряженных ионов, координация атомов в кристаллической структуре определяется главным образом соотношением размеров катионов и анионов (табл. 1, рис. 2). Однако для многих других минералов характерны кристаллические структуры, в которых координационные числа атомов и координационные фигуры обусловлены электронной структурой атомов и типом химических связей (рис. 3).
Ковалентная связь возникает, если у взаимодействующих атомов орбитали с неспаренными электронами перекрываются таким образом, что пара электронов с противоположными спинами занимает отдельную, так называемую молекулярную орбиталь. В самородной сере ковалентная связь между 8 атомами серы с ее конфигурацией ls22s22p63s23p4 (уровню Зр4 соответствует одна орбиталь с двумя спаренными электронами и две орбитали с одним неспаренным электроном каждая) осуществляется в результате перекрытия каждой из двух орбиталей с неспаренными электронами и аналогичных Зр-орбиталей соседних атомов
19
Таблица 1
Координационные числа и конфигурации в минералах с разным отношением радиусов катионов и анионов
Отношение радиусов катионов и анионов
К- ч.
Примеры координационных конфигураций в минералах
гк^га
0,155—0,225 0,225—0,414 0,414—0,732 0,732—1
>1
3
4
6
8
12
треугольная СО3 — в кальците тетраэдрическая SiO4—в оливине октаэдрическая SnOe — в касситерите кубическая CaFe — во флюорите кубооктаэдрическая FeFei» — в самородном железе
серы. В результате спаривания электронов па каждой Зр-орбитали образуются молекулярные связывающие орбитали с выигрышем энергии.
В случае перекрывания разных орбиталей неспаренные электроны каждой из них перераспределяются так, что оказываются равноценными
Тетраэдр 0,225
Кубооктаэдр
>1,000
Квадратная антипризмс Куб 0,655	0,132
Рис. 2. Соотношение радиусов катионов (темные кружки) и анионов (светлые кружки) в различных координационных полиэдрах, характерных для минералов с ионным типом химической связи
и образуют совокупность «гибридизированных» орбиталей. Ярким примером ковалентной связи с гибридизацией орбиталей в минералах служит алмаз. В основном состоянии электронная конфигурация углерода lx-2s-2p2 имеет две 2р-орбитали, занятые неспареннымп электронами. Образованию алмаза предшестщ от переход атома углерода в возбужденное состояние 1д:2т'2;", ;	”•	, результате
нер cioca одного 2;-элскг;ц-?т г.:, о .j .3 if >:' 2р-с’блтялей. Из этих орбиталей с неспареииылк’ элежл родами, иерспрываясь с аналогичными орбиталями соседних атс-мов углерода, формируются гнб-
20
Рис. 3. Координационные полиэдры в минералах с ковалентной связью:
а — линейная и б — уголковая конфигурации (К. Ч.=2); в — тригональная пирамида (К. Ч.=3); г — тетрагональная пирамида (К. Ч = 4); д— плоская конфигурация — квадрат (К. Ч.=4); е — тригональная дкпирамида (К. Ч. = 5); ж — тригональная призма (К. Ч. = б>); з — дисфеноид (К. Ч.= = 8); и — лавесовский полиэдр (К. Ч.= 12); к — гексагональный кубооктаэдр (К. Ч.= 12)
ридные связывающие хр3-орбитали, энергетически и геометрически полностью идентичные. При взаимном отталкивании орбитали атомов углерода создают .направленную в разные стороны ковалентную связь под максимальным углом 109°28'. Это соответствует характерному для алмаза тетраэдрическому окружению каждого атома углерода четырьмя другими (рис. 4).
Рис. 5. Структура графита с ван-дер-ваальсовой связью между гексагональными ii.iockiiv.ii сетками атомов углерода с треугольной sp' связью
Рис. 4. Структура алмаза — фрагмент тетраэдрической sp'1 связи атомов углерода
Расстояний между атомами в минералах с ког.лленпюй химической связью и состг'/’тствегдл ягщалепт i-’":	□ .омов	чем в
случае но-'Д’й сиязг. Ковалентный радиус ;’£"hciit от з. -'ро-иой коп фигугапш! взаимодействующих а гемов. I’."пример, для углерода кова-летнып радиус может иметь различные значения в зависимости от типа
21
Таблица 2
Координационные числа и многогранники атомов с различными типами гибридизации ковалентных связей в минералах
к. ч.	Координационная конфигурация	Тип гибридизации ковалентных связей	Примеры координации в минералах
2	ЛИНИЯ угол	sp, dp р~, ds	Hg — в киновари S — в самородной сере
3	треугольник тригональная пирамида	sp-, dsp p\ d2p	С — в графите РЬ — в галените
4	квадрат тетраэдр	dsp2, d2p2 sp:s, d3s	Си — в азурите Zn — в сфалерите
5	тетрагональная пирамида тригональная дипирамида	d2sp2, d4s d3sp	Си — в малахите V — в ванадините
6	тригональная призма октаэдр	disp, d;,p d2sp, sp3d2	Мо —- в молибдените Sn — в касситерите
связующих гибридизированных орбиталей: 0,0722 нм (spa) в алмазе и 0,0665 нм (sp2) в графите (рис. 5).
Таким образом, координационное число и координационные многогранники в структуре минералов с ковалентными атомными связями определяются числом связывающих орбиталей и их направленностью. Характерные координационные фигуры для элементов с различным типом гибридизации ковалентных связей приведены в табл. 2. Для минералов с металлическим типом химической связи, возникающей при полном обобществлении участвующих в связи электронов, характерна плотнейшая упаковка сферических атомов с образованием трех типов кристаллических структур. В гранецентрированной ячейке структуры самородного железа каждый атом находится в кубооктаэдрическом окружении с К. Ч.= 12. В объемноцентрировашшой ячейке структуры самородного золота координационный многогранник представляет собой куб с К. Ч. = 8. В гексагональной плотнейшей упаковке самородного осмия атомы образуют гексагональный кубооктаэдр с К. Ч.= 12.
Промежуточные ковалентно-металлические межатомные связи с широкой гибридизацией S-, р- и d-орбиталей и частичным обобществлением электронов являются обычными для минералов, в составе которых преобладают ионы переходных металлов. Особенно они типичны для многих окислов и сульфидов. Атомы в этих минералах характеризуются чрезвычайным разнообразием координационных полиэдров, которое определяется числом и направленностью связывающих орбиталей (см. рис. 3, табл. 2).
Ван-дер-ваальсова связь свойственна гетеродесмичным структурам минералов с неодинаковыми расстояниями в различных направлениях. Например, в графите расстояние С—С между атомами углерода в гексагональной плоской сетке составляет 0,0665 нм, а между сетками — 0,337 нм (см. рис. 5).
Водородная связь, возникающая в случае коллективного использования протона соседними атомами кислорода, оказывает существенное влияние па межатомные расстояния и координацию атомов в структуре минералов. В наиболее полном виде она проявлена в структуре льда Н2О, где атомы кислорода находятся в тетраэдрической координации
22
других четырех атомов кислорода, а атомы водорода располагаются между двумя соседними атомами кислорода (рис. 6). При взаимодействии с четырьмя атомами водорода на кислороде возникают четыре 5р3-орбитали, две -из которых участвуют в ковалентной связи с ближайшими двумя атомами водорода, а две другие -в этой связи че участвуют. В кристаллической структуре льда каждая дипольная молекула Н2О связана с другими силами слабого электростатического взаимодействия, которые описываются как водородная связь. Водородная связь
осуществляется также в тех случаях, когда молекулы воды входят в структуру минералов, участвуя в координации катионов, например в сульфатах — эпсомите Mg[SO4]  7Н2О и халькантите Cu[SO4]-5H2O или в виде менее связанных молекул в слоистых силикатах и цеолитах.
Межатомные расстояния и координация ионов переходных групп элементов. Расстояния между атомами и конфигурация координационных полиэдров в минералах, содержащих ионы переходных металлов, связаны с особенностями их электронного строения и характером взаимодействия с координирующими анионами (лигандами). Это взаимодействие описывается
Рис. 6. Структура льда — водородная связь между молекулами Н2О
теорией кристаллического поля лигандов, которая основана на предположении
электростатического меж-
атомного взаимодействия, отвечающего случаю чисто ионного типа химической связи. В соответствии с этой теорией пять d-орбиталей свободного иона вырождены, так как имеют одинаковые энергии. В кристаллическом поле вырождение снимается, и в результате пять одинаковых уровней расщепляется. Характер и степень расщепления зависят от координации лигандов и распределения электронов по орбиталям. Например, в октаэдрическом поле две координатные d-орбитали — т1хг_у2 и dz*, — ориентированные вдоль координатных осей, направлены
на лиганды, располагающиеся в вершинах октаэдра, а три другие, межкоординатные d-орбитали — dxy, dxz и dyz~ занимают промежуточное положение (см. рис. 1). Координатные d-орбитали, испытывая отталкивания от анионов, оказываются на более высоком энергетическом уровне, а межкоординатные, в соответствии с законом сохранения энергии,— на относительно низком. Величина расщепления А в октаэдрическом поле больше, чем в тетраэдрическом (рис. 7). Электронная конфигурация, т. е. распределение электронов по орбиталям различной энергии, зависит от величины расщепления А. В случае малого значения А электроны распределяются равномерно по орбиталям всех уровней — высоко-
23
спиновая конфигурация (рис. 8, а). Если число электронов больше, чем орбиталей, то пары электронов с различными спинами располагаются на орбиталях с меньшей энергией. Если же величина Л больше энергии электрон-электронного отталкивания, то электроны располагаются только на орбиталях с низшей энергией, образуя пары со скомпенсированными спинами — низкоспиновая конфигурация (рис. 8, б). В зависимости от величины А и характера заполнения орбиталей различных уровней находятся некоторые физические свойства (оптические, магнитные и другие, которые будут рассмотрены ниже), межатомные расстояния, а также симметрия ближайшего окружения.
Рис. 7. Расщепление уровней (/-электронов в октаэдрическом (а) и тетраэдрическом (б) полях
Рис. 8. Распределение электронов в высокоспиновой (а) и низкоспиновой (б) электронной конфигурации
Если d-электроны в случае высокоспиновой конфигурации располагаются на координатных орбиталях, то они экранируют положительный заряд металла от лиганда. Вследствие этого связь ослабляется и межатомное расстояние увеличивается. Можно считать, что ионы в высокоспиновом состоянии имеют большие размеры, а в низкоспиновом — меньшие. Поэтому в условиях больших давлений предпочтительней образование минералов с ионами в низкоспиновой конфигурации. Именно в такой конфигурации, как предполагают, находятся многие ионы переходных элементов в минералах глубоких недр Земли.
СТРУКТУРА МИНЕРАЛОВ
Основные структурные типы минералов. Все многообразие кристаллических структур минералов можно свести к пяти типам, отличающимся характером расположения атомов.
1.	Координационные структуры характеризуются одинаковыми расстояниями между атомами. Для структур этого типа в минералах с металлической и ионной химической связью характерна плотнейшая упаковка металлов (золото самородное), анионов, например кислорода в гематите, или катионов — кальция во флюорите.
2.	Островные структуры характеризуются различными межатомными расстояниями. В этих структурах комплексные анионные радикалы или замкнутые молекулы представляют собой как бы отдельные «островах. Межатомные расс;ояппя в пределах этих «островов» меньше,
роваипым тетраэдрическим анионным радикалом [SiO4]4-: оливин (Mg, Fe)2[SiO4], топаз Al2[SiO4] (ОН, F)2 и др.; карбонаты с изолированным треугольным радикалом [СОз]2-: кальцит Са|СОз], доломит CaMg[CO3]2 и др. В других минералах «острова» имеют более сложное стооеппе; двойные радикалы	rSi^OvI6-, иапппмео в каламине
Zn»[SFO-/J (ОН)2Н2О, тройные, четверные, шестерные и более сложные кольиа, например [Si6Oi8],2~ в берилле. Реальгар [AstSj] и сера самородная [S?j служат примером молекулярных островных структур.
3.	Цепочечные структуры образованы бесконечными одномерными радикалами, которые состоят из линейно связанных координационных полиэдров. Расстояние между атомами в пределах цепочек меньше, а провисеть химической связи больше, чем между ними. В структурах одних минералов цепочки одинарные, например в силлиманите Al [SiAlOs]. В структуре других минералов цепочки сдвоены — это ленточные структуры, примером их может служить антофиллит Mg7[Si4O„]2(OH)2.
4.	Структуры слоистые (листовые) отличаются тем, что межплоскостные расстояния в пределах плоскости (слоя) меньше, чем между плоскостями (слоями), и соответственно атомы прочнее связаны с соседними атомами плоскости (слоя), чем с атомами другой плоскости (другого слоя). Такую структуру имеют графит, тальк Mg3'[Si4Ol0] (ОН)2, брусит Mg(OH)2.
5.	Каркасные структуры характеризуются ажурным объемным соединением координационных полиэдров всеми общими вершинами или ребрами. В крупных пустотах каркаса могут располагаться большие по размерам атомы. Структуры с каркасным мотивом имеют кварц SiO2 и полевые шпаты, например альбит Na[Si3AIOs]. —"------------------
В пределах некоторых структурных типов можно выделить структурные мотивы, расположенные в структурах минералов атомов пли их группировок. Так, к сульфатам, характеризующимся островным типом структуры, относится гипс Ca[SO4]-2Н2О, в котором отчетливо выделяется слоистый мотив расположения молекул Н2О и пакетов, сложенных ионами Са2+ и [SO4]2-.
Полиморфизм и полиморфные превращения. Явление кристаллизации вещества одного и того же состава в виде кристаллов разных сингоний было установлено в прошлом веке и названо полиморфизмом, а переходы из одной кристаллической формы в другую — полиморфными превращениями, или переходами. Полиморфизм минералов означает многообразие их кристаллического строения при одном и том же химическом составе. Минералы одного и того же состава, но с разной кристаллической структурой называются полиморфными модификациями. Последние могут отличаться координационным числом. Например, у полиморфных модификаций состава Al2SiO5 для ионов Al34- К. Ч. = 6 (у дистена), 6 и 5 (у андалузита), 6 и 4 (у силлиманита). При одинаковом К. Ч. полиморфные модификации иногда отличаются типом плотнейшей упаковки. Например, в основе структуры сфалерита — плотнейшая кубическая упаковка ионов серы, а у вюртцита того же состава — гексагональная.
Среди минералов распространены также полиморфные модификации, которые отличаются только тем, что одинаковые координационные группировки атомов при одном и том же мотиве располагаются относительно друг друга под разными углами. Структура полиморфных модификаций этого типа характеризуется каркасным мотивом. Примером полиморфизма могут быть полиморфные модификации состава SiO2: ct-и р-кварц, p-кристобалит, тридимит и др. С физико-химической точки
25
зрения полиморфные модификации минералов представляют собой фазы, характеризующиеся устойчивостью в известных пределах температуры и давления, которые могут быть определены экспериментально или расчетным путем. Полиморфные превращения бывают обратимыми (энантиотропными) и необратимыми (монотропными). Например, при нагревании до 340° арагонит монотропно превращается в кальцит, обратного превращения при охлаждении не происходит. Примером энантиотропного превращения служит переход а-кварца в [3-кварц при температуре 573°. Полиморфные модификации минералов используются в качестве геотермометров и геобарометров.
Нередко полиморфные превращения происходят [ с сохранением внешней формы. Такие образования называют параморфозами. Очень часто встречаются параморфозы [3-кварца по а-кварцу, кальцита по арагониту, пирита по марказиту.
Политипы минералов. Многие минералы с плотнейшей упаковкой или слоистой структуры, имеющие одинаковые межатомные расстояния и координационные полиэдры, отличаются друг от друга небольшим смещением одних слоев пли пакетов относительно других. Такие смещения представляют собой сдвиг пли поворот на некоторый угол. Следствием этого является изменение периодичности чередования слоев или пакетов при сохранении их внутренней структуры. Такого рода полиморфные модификации называются политипами, а само явление — политипией. У графита установлены два политипа — гексагональный графит 2Н и ромбоэдрический 3R. Цифра 2 означает последовательность чередования слоев АВ/АВ/АВ..., цифра 3 — АВС/АВС/АВС... Буквенный символ — первая буква названия ячейки: Н — гексагональная, R — ромбоэдрическая, М — моноклинная, О — ромбическая и т. д. Образование политипов объясняется особенностями послойного роста, различной степенью структурной упорядоченности и пр.
СТРУКТУРНЫЕ НЕСОВЕРШЕНСТВА
МИНЕРАЛОВ
Минералы представляют собой не идеальные, а реальные системы взаимодействующих атомов, характеризующиеся нарушениями периодичности кристаллического строения.
Точечные дефекты. Элементарными несовершенствами структуры минералов являются точечные дефекты — вакансии и междуузельные атомы. Концентрация этих дефектов связана в основном с температурными условиями образования, т. е. находится в равновесии с температурой. Поэтому точечные дефекты называют тепловыми, или равновесными.
Вакансии атомов V представляют собой свободные, не запятые позиции атомов идеальной кристаллической структуры (рис. 9, а). К ним относятся, например, вакансии атомов меди Vcu в кристаллах самородной меди. Для минералов более сложного состава, например, в ионных кристаллах могут 'быть катионные Ук и анионные Ул вакансии. Междуузельные атомы Mt (внедренные, или интерстишюнные) можно представить как атомы, смешенные из своих позиций в соседние междуузлия (рис. 9, б). Координационное число внедренного атома может отличаться от К. Ч. в его обычной позиции. Например, в галите NaCl междуузельные атомы Na,- занимают свободные тетраэдрические пустоты с К. Ч =4. Точечные дефекты минералов (кроме самородных) характеризуются избыточными, или эффективными, зарядами. Например,
26
анионная вакансия имеет избыточный положительный заряд, обозначаемый точками: Vk, а катионная — отрицательный заряд, обозначаемый штрихом: V'K. Междуузельные ионы обладают избыточным зарядом и знаком, соответствующими его валентности. Например, во флюорите CaF2 междуузельиый ион фтора имеет избыточный отрицательный заряд: F',.
О	о	о	о		О	о	о	о
о	о	о	о		о	о	о	о
о	°	Г я ~!	о	г 1		Е ~!	о	о
		1	1		1				1		
о	о	о	о	с	о	о	о	о
				о				
о	о	о	о		о	о	о	о
						@1)		
О	о	о	о		о	о	о	о
		А						
о	о	о	о		о	о	о	о
о	о	о	о		о	о	о	о
о	о	о	о		о	о	о	о
а
©©ф©®©ф® © ® е [_] е ф е ® © © © © ® [_] © © ©ф©©©ффф ®©©©ф©ф©
®©©©®e©e ©©©[]©©©© ф©ф©ф©ф© ФХ
©ф©ф©ф©®
ф©ф©®ф®е
Рис. 9. Типы точечных дефектов:
а — в металле: А — примесный атом замещения, В — вакансия; С — междуузельиый атом, D — примесный междуузельиый атом (внедрение), Е —• дивакансия; б — пара катионная и анионная вакансии в ионном кристалле (дефект по Шоттки); в — пара катионная вакансия и интерстиционный атом К в ионном кристалле (дефект по Френкелю)
Обычно в минералах одновременно присутствуют различные типы точечных дефектов, имеющих разные по величине и знаку избыточные заряды. Необходимость соблюдения электростатической нейтральности является причиной полной объемной или локальной компенсации избыточных зарядов разного знака. В случае локальной компенсации собственных точечных дефектов образуются парные и более сложные ассоциативные дефекты. Пара .междуузельиый атом — атомная вакансия [M/Vm] называется дефектом по Френкелю. Сдвоенные анионные и катионные вакансии [V'kVa’] х представляют собой дефект по Шоттки, с нейтральным зарядом (обозначается косым крестиком).
К неравновесным точечным дефектам обычно относятся радиационные дефекты, которые возникают в результате смещения атомов вдоль траекторий частиц с высокой энергией, связанных с распадом радиоактивных элементов, с образованием треков. Концентрация треков, выявляемых травлением поверхности минералов, пропорциональна дозе радиоактивного облучения и поэтому используется для определения абсолютного возраста минералов. В случае очень высокой концентрации радиационных дефектов кристаллическая структура ряда минералов, содержащих радиоактивные элементы, может разрушаться и переходить в метамиктное состояние, близкое к стеклообразному или аморфному (пирохлор, циркон, самарскит и др.). Запасенная энергия метамиктного разрушения таких минералов при нагревании бурно вы
27
деляется. Вследствие этого метамиктные минералы разогреваются вплоть до красного каления. После охлаждения они раскристаллизо-вываются.
Линейные дефекты. Закономерные отклонения от идеального расположения атомов вдоль некоторых направлений (линий) в кристаллической структуре минералов называются дислокациями и могут быть
Рис. 10. Краевая (а) и винтовая (6) дислокации
Рис. И. Образование и скольжение краевой дислокации при механической деформации минералов
28
представлены двумя типами — краевыми и винтовыми (цис. 10). Краевая дислокация отвечает случаю существования в структуре минерала дополнительной неполной атомной сетки (или слоя) — полуплоскости. Полуплоскость «внедрения» ограничивается линией или краем дислокации. Винтовые дислокации представляют собой линии, вдоль которых атомные плоскости смещены с образованием винтовых ступенек. Вдоль линий дислокаций создаются напряженные состояния структуры — сжатия или растяжения; атомы здесь находятся в необычных координациях с ненасыщенными связями, вследствие чего дислокации приобретают избыточные заряды. Краевые дислокации образуются часто в результате механических деформаций — сдвигов кристаллической структуры минералов, сопровождающихся изменением формы кристаллических зерен (рис. 11), а винтовые — в процессе роста.
К линиям дислокации в .минералах обычно приурочены примеси различных элементов. С дислокациями связана изменчивость механических свойств и морфологии минералов. Дислокации обычно выявляются методом травления с последующим наблюдением ямок травления под микроскопом.
Поверхность и границы зерен представляют собой двумерные дефекты, характеризующиеся нерегулярным расположением атомов и избыточной поверхностной энергией. Они отличаются высокой химической активностью, составом и координацией атомов. Поверхность имеет ростовую или деформационную природу.
Объемные дефекты не затрагивают кристаллическую структуру минералов. Они являются несовершенствами минеральных индивидов.
ТОНКОДИСПЕРСНОЕ СОСТОЯНИЕ
МИНЕРАЛОВ
Минералы, находящиеся в тоикодисперспом состоянии, отличаются от полнокристаллических минералов отсутствием дальнего порядка в их атомном строении. Среди них можно выделить несколько типов с различным характером внутреннего строения, свойствами и происхождением. f i',.If ;
В аморфном состоянии находятся затвердевшие переохлажденные стеклообразные жидкости, например обсидиановые стекла, возникающие при быстром охлаждении изливающихся магм; стеклообразные импактиты, образующиеся в результате метеоритных взрывов. В аморфном состоянии находятся также некоторые минералы, образующиеся, например, при окислении сульфидных минералов и разрушении силикатов в поверхностных условиях. Особого упоминания среди них заслуживает опал SiO2-/zH2O, сложенный мельчайшими (до 1 мкм) глсбуля.ми аморфного кремиезема с правильной плотнейшей упаковкой, причем •наибольшим порядком обладают благородные разновидности этого минерала. Аморфное строение имеют также метамиктные минералы. В отличие от других минералов, находящихся в аморфном состоянии, метамиктные минералы сохраняют первоначальную внешнюю форму, хотя в процессе метамиктного распада нередко происходит увеличение объема. А/. ' ' V
Коллоидном состоянием характеризуются такие природные гетерогенные системы, в которых тонкодисперсные частицы находятся в дисперсной среде, представляющей собой водный раствор, газ или твердое тело. Тонкодисперсные частицы, обычно размером от долей до нескольких десятков микрометров, могут иметь кристаллическое строение и
29
даже форму кристалликов. Однако они отличаются от крупных частиц и кристаллов особыми поверхностными свойствами, связанными с тем, что вещество в тонкодисперсном состоянии обладает высокой удельной поверхностью. Достаточно сказать, что 1 см3 тонкодисперсного вещества со средним размером частицы около 1 мкм имеет поверхность в несколько сотен и даже тысяч квадратных метров. Такие частицы обладают высокой адсорбционной способностью. Адсорбция ионов или молекул на поверхности частиц приводит к образованию мицелл с одинаковым поверхностным зарядом. В водном растворе мицеллы удерживаются во взвешенном состоянии силами электростатического отталкивания. Коллоидные системы — золи — широко распространены в природе. Примером гидрозолей может служить топкая суспензия кремнезема или глинистых минералов в воде. Гидрогели, находящиеся в коллоидно-дисперсном состоянии, образуются в результате коагуляции и осаждения гидрозолей. Примером аэрозолей может служить минеральная пыль в воздухе. Мельчайшие частицы золота, рассеянные в пирите, можно рассматривать как кристаллогели. В случае коагуляции гидро-слюдистых и глинистых частиц возможно образование тоикодисперспых смешанослойных агрегатов с почти одинаковой ориентировкой слипшихся чешуек, характеризующихся довольно отчетливым дальним порядком.
Коллоидно-дисперсные системы и фазы возникают обычно в поверхностных условиях при механическом или химическом разрушении минералов. В эндогенных условиях образование коллоидно-дисперсных фаз может быть обусловлено пересыщением водных минералообразующих растворов в результате, например, перепада давления. Именно таким образом, вероятно, образуются колломорфные агрегаты касситерита (деревянистое олово), урановой смолки, сфалерита (брункита) и др. Коллоидно-дисперсные фазы обычно имеют скрытокристаллическое строение, они образуют землистые или плотные массы неправильной или натечной формы.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МИНЕРАЛОВ
ОСОБЕННОСТИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА МИНЕРАЛОВ
Химическая природа минералов определяется главными, или видообразующими, элементами, содержание которых составляет обычно единицы и десятки массовых процентов. В минералах они находятся в определенном количественном отношении, кратном простым числам. Многие минералы имеют постоянный химический состав; к ним относятся, например, кварц S1O2, алмаз С, антимонит Sb2S3. Однако гораздо шире распространены минералы переменного состава, в которых обнаруживается различное содержание отдельных или всех видоэбразую-щих элементов, а также посторонних примесей. Например, в самородном золоте обычно присутствие нескольких процентов серебра и меди, содержание которых в образцах из разных месторождений различно. В более сложных по составу минералах часто изменчиво содержание не всех, а только части элементов. Так, в оливине каждая ячейка структуры содержит постоянное количество атомов кислорода и кремния, а переменно только содержание магния и железа, хотя их сумма остается постоянной.
30
Изменчивость содержания примесей в минералах очень велика даже для одного и того же минерального вида. Форма их вхождения в минералы разнообразна. Часть их связана с механическими включениями минералов другого состава. Химические примеси в основном занимают позиции видообразующих элементов, 'как бы замещая их, или располагаются в междуузлиях кристаллической структуры. Кроме того, химические примеси часто приурочены к дислокациям или концентрируются на границах субиндивидов и индивидов в кристаллически-зернистых минеральных агрегатах, а также адсорбируются в дисперсных минералах. Некоторые отклонения от идеального химического состава минералов могут быть связаны с нестехиометричностью. Нестехиометричные минералы, как правило, отличаются высокой концентрацией анионных или катионных вакансий и необычными зарядами ионов. Нередко не-стехиометричность минералов обусловлена вхождением междуузельных ионов, избыточные заряды которых компенсируются увеличением зарядов ионов противоположного знака.
ИЗОМОРФИЗМ <' '
Развитие представлений о природе изменчивости химического состава минералов связано с учением об изоморфизме, начало которого положено Э. Митчерлихом (1819). Дальнейшее углубление понятия «изоморфизм» и расширение его содержания обязаны трудам Д. И. Менделеева, В. И. Вернадского, В. М. Гольдшмидта, А. Е. Ферсмана, Н. В. Белова, В. В. Щербины, В. И. Лебедева, А. А. Ярошевского, В. С. Урусова и др.
В настоящее время в минералогии широко используется понятие об изоморфных элементах, или компонентах, образующих изоморфные смеси, или твердые растворы. Крайние члены изоморфных смесей называются изоморфными минералами, они образуют изоморфные серии, или ряды. В зависимости от степени смесимости в изоморфных рядах различают: неограниченный (совершенный) и ограниченный (несовершенный) изоморфизм. Примерами совершенного изоморфизма могут служить изоморфный ряд вольфрамита (гюбнерит MnWO4 — ферберит FeWO4) и ряд оливина (форстерит Mg2[SiO4] — фаялит Fe2[SiO4]). Несовершенный изоморфизм установлен между ортоклазом K[Si3A108] и анортитом Ca[Si2Al2O8], между Zn и Fe в сфалерите и т. д.
Значительная изменчивость содержаний химического состава минералов вызывает закономерное изменение их рентгеновских констант и многих физических свойств, таких, как плотность, твердость, показатели преломления и др. Влияние небольших изоморфных примесей на физические свойства незначительно, но иногда с примесями связано резкое изменение электрических свойств, появление окраски и люминесценции. Большое влияние они оказывают также на поверхностные свойства минералов.
Изоморфными компонентами являются атомы элементов, простые ионы, их группировки, радикалы или молекулы. В простейшем случае изоморфные компоненты — простые или комплексные ионы — имеют одинаковый заряд, что соответствует изовалентному изоморфизму, например в изоморфных рядах вольфрамита и оливина.
В природе гораздо шире распространен гетеровалентный изоморфизм, при котором взаимозамешаются ионы разной валентности. Гетеровалентный изоморфизм всегда осуществляется с выполнением условия баланса валентности, т. е. компенсации избыточных зарядов ионов.
31
имеющих большую или меньшую валентность по сравнению с валентностью замещаемых ионов.
Гетеровалентный изоморфизм с сохранением общего числа атомов может осуществляться различными путями: 1) сопряженным замещением пар катион-анион; например, во флюорите замещение иона Са2+ иона-
2) замещением двух одинаковы?; атомов на два атома разных элементов различной валентности с сохранением суммарного заряда типа 2R4+5*R2+R4 . например в касситерите но схеме:	(Fe^;4T)” X
X O'"sn -Д' О>~’ 3) замещением двух пар атомов различных элементов с сохранением суммарного заряда типа R+R4+^R2-rR3+, например в плагиоклаза?; по схеме: Na^jCa2^), [Si4~„AF+(A1^-4+)' О|— ].
При гетеровалеитных изоморфных замещениях, сопровождающихся изменением числа атомов в структуре минералов, компенсация возникающих избыточных зарядов в одних случаях происходит с образованием вакансий атомов типа R3~-j-R3~(Vr)', например во флюорите: Са2±3„ (TR^,+);n(lzCa-X)" или ферберите:
В других случаях изоморфные замещения происходят с заполнением интерстиниоиных позиций, например во флюорите путем замещения ионов Са2+ ионами TR®+ с одновременным вхождением иона Fr в междуузельную позицию по схеме: Caiin (TRct2+„ F2_(F,--)
Одним из главных условий изоморфизма является близость размерных параметров изоморфных компонентов — объема элементарной ячейки изоморфных минералов и атомных радиусов изоморфных элементов или ионов. Согласно правилу В. М. Гольдшмидта, в ионных кристаллах простого состава и аналогичного строения отношение разницы ионных радиусов изоморфных ионов к радиусу меньшего иона (Дг/r) нс должно превышать 15%. Однако в более сложных по составу и строению минералах эта величина достигает 40%.
Другое важное условие изоморфизма — сходство электронного строения изоморфных элементов, близость их химических свойств и соответственно характера химической связи ъ изоморфных минералах. Очень близкие по размерам одновалентные ионы Na+ и Си+, имеющие различное электронное строение, никогда не замещают друг друга в минералах. Минералы с ионным типом химической связи неизоморфны с тлинерала-ми, характеризующимися ковалентной химической связью, даже если кристаллическая структура у них одинаковая. К таким изоструктур-ным минералам относятся, например, сильвин КС1 и галенит PbS.
Следующее условие изоморфизма определяется правилом полярности, в соответствии с которым вхождение иона с меньшим радиусом или большим зарядом в общую кристаллическую структуру предпочтительнее по сравнению с ионом большего радиуса и меньшего заряда. Примерами полярного изоморфизма могут служить гетеровалентные ряды Li+(0,069)—Mg2+(0,075)—Sc3+(0,081)—Zr4+(0,082) в магнезиальных слюдах и Na+(0,098)—Са-+(0,105)—У^-(0.106) в пирохлоре и других редкоземельных минералах, где в скобках приведено значение ионных радиусов в нанометрах.
Значение внешних физико-химических факторов изоморфизма подчеркивал В. И. Вернадский, впервые показавший, что изоморфные элементы образуют в минералах естественные ассоциации (изоморфные ряды).
32
В условиях высокой температуры пределы изоморфной смесимости многих минералов переменного состава по сравнению с низкотемпературными условиями расширяются, часто вплоть до образования совершенных твердых растворов с неограниченной смесимостью. Примером влияния температурных условий образования на смесимость твердого
раствора служит состав полевых шпатов различного происхождения. На рис. 12 приведены тройные диаграммы состава трехкомпонентного твердого раствора ортоклаз KfSisAlOe] —альбит NafSisAlOe] —анортит Ca[Si2Al2O8], на кото-
Рис. 12. Поля изоморфной смесимости в системе ортоклаз — альбит — анортит:
А — поле устойчивости твердого раствора при всех температурах, Б — только при температуре выше 1000°С, В — поле несмесимости (по Фогту и Мекинену)
рых отчетливо видно расширение поля смесимости с ростом температуры образования.
Рис. 13. Диаграмма распада твердого раствора А—Б:
АКБ — кривая распада; Укр — критическая температура распада; Тх — температура распада твердого раствора состава X; Ах и Бх — химический состав продуктов распада твердого раствора
Распад твердых растворов на фазы. Высокотемпературные твердые растворы при понижении температуры могут распадаться с выделением включений фазы, близкой составу изоморфного минерала. Схематически условия образования непрерывного твердого раствора и его распада изображаются на физико-химических диаграммах состав — температура (рис. 13). Выше кривой распада двухкомпонентного твердого раствора А—Б находится область твердого раствора неограниченной смесимости. Ниже критической температуры Л;р твердый раствор неустойчив. При температуре Т в результате распада твердого раствора состава X образуются две фазы — состава Ах и Бх, количественное отношение между которыми определяется составом твердого раствора. Продукты распада в виде пластинчатых, игольчатых или округлых выделений минералов обычно имеют закономерную кристаллографическую ориентировку. Распад твердого раствора начинается с диффузии (перемещения) атомов в кристаллах, упорядочения или сегрегации их на дислокациях. Распад твердых растворов не происходит, если скорость диффузии мала, а скорость охлаждения кристаллов велика. Например, при вулканических извержениях липаритовых магм кристаллы санидина (К, Na) [SisAlOg] охлаждаются с большой скоростью, в результате чего они остаются гомогенными. В отличие от них кали-натровые поле-
2 А. В. Мидовский, О. В. Кононов
33
вне шпаты гранитов или пегматитов, охлаждающихся значительно медленнее, всегда содержат закономерно ориентированные пертитовые вростки альбита. Небольшие изоморфные примеси железа, замещающие позиции алюминия в высокотемпературном полевом шпате, при охлаждении также могут выделяться в виде мельчайших пластинчатых включений гематита, вызывая их розовую окраску.
Структуры, свидетельствующие о распаде твердых растворов, довольно широко распространены в минералах. Невооруженным глазом они обычно не видны. Исключения — структуры распада в полевых шпатах; особенно хорошо заметны одинаково ориентированные пертиты альбита белого цвета в зеленом микроклине — амазоните. Поскольку температура распада твердого раствора отвечает минимальной температуре кристаллизации, минералы со структурой распада могут использоваться в качестве геотермометров.
Во многих минералах первичные структуры распада неустойчивы. Ориентированные включения нередко сегрегируются в более крупные выделения с образованием зернистых срастаний двух минералов. Перекристаллизация структур распада установлена, например, в марматите и титаном агнетите.
Влияние давления на совершенство твердых растворов и их распад для минералов изучено еще недостаточно. По экспериментальным данным, его увеличение в большинстве случаев уменьшает взаимную растворимость компонентов. Влияние давления на изоморфизм осложняется полиморфизмом.
Ограничение изоморфной смесимости во многих случаях связано не столько с 'кристаллохимическими факторами, давлением и температурой, сколько с концентрацией примесей. Целиком концентрационным фактором объясняется микроизоморфизм минералов. Например, обычно низкое содержание Cd в сфалерите, Ni в оливине, Сг в берилле обусловлено в первую очередь невысоким содержанием этих примесей в минералообразующей среде. В некоторых случаях изоморфная смесимость зависит от соотношения концентрации ионов одного и того же элемента разной валентности, связанного с окислительно-восстановительными условиями минералообразования. Так, содержание молибдена в молибдошеелите Ca[(W, Мо)О4] во многих случаях зависит не только от температуры, но и от того, в какой форме — окисленной или восстановленной — он находится в минералообразующих растворах.
РОЛЬ ВОДЫ И ДРУГИХ ВОДОРОДНО-КИСЛОРОДНЫХ ГРУППИРОВОК В МИНЕРАЛАХ
Среди видообразующих элементов водород занимает ведущее место: он входит в состав свыше 2000 видов минералов. В минералах водород почти всегда образует •кислородно-водородные группировки разных типов *. При нагревании минералов, содержащих водород, выделяется вода. Отделение воды при нагревании минералов происходит в один или несколько интервалов температур, что свидетельствует о различной прочности и, следовательно, о разных типах связи, удерживающих молекулы воды. Установлены следующие формы воды в мине-
1 Исключение составляют входящие иногда в состав минералов разнообразные углеводороды, а также ионы аммония (NH4)+; кроме того, предполагается, что в глубоких .недрах Земли устойчивы и существуют гидриды металлов.
34
ралах. Наиболее прочные связи с кристаллической структурой образует конституционная вода, входящая в состав минералов в виде гидроксильных анионных групп (ОН)-. Гидроксильная группа входит в состав многих минералов силикатов, кислородных солей и окислов. В структурах силикатов она обычно изоморфна с ионом фтора F~, например в топазе A12[SiO4] (ОН, F)2, флогопите K(Mg, Fe)3[Si3A10w] (OFI, F)2.
Нагревание гидроокислов, например брусита, сопровождается выделением воды и образованием простых окислов, в данном случае периклаза MgO по схеме: Mg(OH)2->-MgO-|-H2O. Значительно реже водород входит в состав кислых солей, например в кислом карбонате типа Na[HCO3], при нагревании которого образуется безводная соль и происходит отделение воды и углекислоты по схеме: 2Na[HCO3]—► ->Na2C03+C02-|-H2O. Кроме того, вода может находиться в некоторых минералах в виде иона оксония (Н3О)+, обычно замещающего крупные катионы, в частности К+ в структурах слоистых силикатов.
Менее прочные связи в минералах образует кристаллизационная вода, среди которой отчетливо выделяются два вида — кристаллогидратная и цеолитная. При нагревании кристаллогидратная вода обычно отделяется ступенчато в широком интервале температуры. Различают катионную и анионную разновидности кристаллогидратной воды. С гидратированными ионами переходной группы элементов нередко связана окраска минералов. Например, ярко-синяя окраска халькантита Cu[SO4]-5H2O объясняется поглощением света на гидратированных комплексах Си(Н2О)4. При нагревании и обезвоживании минерал обесцвечивается. Насыщение водой ведет к восстановлению окраски. Анионная кристаллогидратная вода характерна для большинства боратов; гидроксильные группы координируют ионы бора вместо ионов кислорода в тетраэдрических радикалах следующего простейшего ряда типов:
[ВО4]5-->[ВО3(ОН)]4~->[ВО2(ОН)2]3-->[ВО(ОН)3]2-->[В(ОН)4]-. Примером минералов, содержащих обе разновидности кристаллогидратной воды, служат многие сульфаты двухвалентных металлов. В том же халькантите пятая молекула воды играет роль своеобразного буфера: она участвует в окружении и катиона, и аниона.
Цеолитная вода входит в состав минералов с более прочной кристаллической структурой, занимая в ней крупные полости и каналы. Типичные представители таких минералов — алюмосиликаты с каркасной структурой — цеолиты и 'некоторые другие минералы, например щелочной берилл, диоптаз. При нагревании до 500°С цеолиты постепенно, без скачков, обезвоживаются, а структура их алюмосиликатного каркаса сохраняется. При насыщении водой обезвоженных цеолитов количество молекул Н2О восстанавливается.
Адсорбционная вода с наименьшей прочностью связи отделяется при нагревании минералов до 110°. Самая распространенная разновидность этого типа воды — гигроскопическая — удерживается на поверхности минеральных зерен и выполняет межзерновые пространства, образуя сплошные или прерывистые слои. Поэтому содержание гигроскопической воды в минералах пропорционально их удельной площади. Крупные и совершенные кристаллы, например хрусталя, почти не содержат гигроскопической воды. В отличие от него скрытокристалличе-ский (волокнисто-сферолитовый) халцедон или тонкодисперсный опал содержат гораздо больше воды — до 5,5 и 20 масс. % соответственно. В глинистых и других слоистых минералах молекулы адсорбционной воды могут располагаться между слоями (пакетами); по мере насыщения межслоевой водой расстояние между пакетами увеличивается. На
2*
35
пример, удельный объем предварительно высушенного монтмориллонита при насыщении водой увеличивается в 2,5 раза.
Некоторая часть воды находится в минералах, входя в состав газо-жидких включений. Обычно содержание такой воды не превышает 1 масс. %.
Изучение содержания и форм вхождения воды в минералы проводится различными методами термического анализа, инфракрасной спектроскопии и ядерного (протонного) магнитного резонанса. Изотопный состав водорода в минералах изучается методами изотопного анализа.
КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ ФОРМУЛЫ МИНЕРАЛОВ
Существует несколько способов краткого выражения химического состава минералов. Обычно результаты химических анализов пересчитывают на молекулярные или атомные отношения, а затем записывают в виде эмпирических, кристаллохимических формул или на диаграммах состава.
Пересчет на химическую формулу проводится в такой последовательности. Для этого массовые проценты каждого компонента (в виде окислов или элементов) следует разделить на соответствующую молекулярную или атомную массу, и полученные цифры — молекулярные пли атомные количества — необходимо привести к простым числам, которые показывают, в каких пропорциях (количественных отношениях) находятся компоненты, входящие в состав минерала. Пример простейшего расчета химического анализа халькопирита на химическую формулу приведен ниже:
Компоненты (атомы)	Содержание (масс. %)	Атомная масса	Атомные количества (л 1000)	Атомные отношения
Fe	30,47	55,80	544	1
Си	34,40	63,50	541	1
S	35,87	32,07	1120	2
Сумма	100,74			
Полученные атомные отношения позволяют изобразить химический состав халькопирита в виде эмпирической формулы CuFeS2, где рядом с химическим символом серы записан индекс 2, показывающий, что содержание атомов серы в два раза больше, чем атомов меди или железа, около символов которых индекс единицы не ставится.
Можно также исходить из постоянства содержания какого-либо элемента или их суммы. Например, если принять, что в пироксене содержание атомов кислорода отвечает теоретическому составу, т. е. равно 6, то расчет химического анализа этого минерала можно вести по схеме, приведенной ниже. Для того чтобы получить коэффициенты для каждого атома, необходимо атомные количества каждого элемента разделить на общий делитель, который рассчитывается путем деления суммы атомных количеств кислорода на 6.
Расчет химического анализа пироксена на кристаллохимическую формулу по кислороду:
36
Компоненты	Содержание (масс. %)	Молен, масса	Молен, количества (Л 11) 000)	Атомные количества		Коэффициенты атомных отношений
				катионов	кислорода	
SiO2	52,25	60,09	8696	8696	17 392	1,920
TiO2	0,72	79,90	90	90	180	0,019
-^^2^3	2,54	101,94	249	498	747	0,110
Ге20з	1,81	159,70	114	228	342	0,050
FeO	1,95	71,85	271	271	271	0,059
МпО	0,64	70,94	90	90	90	0,019
MgO	14,97	40,32	3713	3713	3 713	0,819
CaO	24,38	56,08	4348	4348	4 348	0,960
Na2O	0,56	61,98	90	180	90	0,039
Сумма	99,93	Делитель: 27 173:6=4529				
Формула:
(<-'a0,96^a0,04)’i,00
(^0,82^П0,02^еОД)6^е0^05^’о>03^*0,02)1,ОоК^Ч,92^1о,08)2,00®6,ОоЬ
Состав минерала может быть отображен также на диаграмме состава. Например, химический состав трехкомпоиентного минерала
может быть показан одной точкой на треугольной диаграмме (пис. 14). Каждая вершина его отвечает 100%-но-
му содержанию одного при отсутствии двух других компонентов. Каждая точка на сторонах треугольника соответствует 100%-ному содержанию суммы двух компонентов при отсутствии третьего. Любая точка внутри треугольника отвечает 100%-ной сумме трех компонентов. Для определения состава в такой точке достаточно измерить длину перпендикуляров, опущенных из нее на все три стороны. Длина перпендикуляра, опущенного на любую из сторон, выра-
женная в процентах, соответствует СО- Рис. 14. Графическое изображе-держанию компонента противолежащей ние состава в трехкомпонентной вершины. Для нанесения состава мине- системе Au—Ag—Си.
рала, содержащего 70 ат. % Аи, 20
ат. % Ag и 10 ат. % Си, на трехкомпонентную диаграмму необходимо и достаточно отложить сначала линию с равным содержанием одного компонента (70% Au). Она пройдет параллельно стороне (Ag-Cu), противоположной вершине этого компонента. Аналогичным образом проводится вторая линия с одинаковым содержанием другого компонента (20% Ag). Точка пересечения будет отвечать составу минерала; построение третьей линии не требуется.
Для того чтобы отразить в формулах химическую и структурную природу минералов, т. е. их конституцию, результаты химических анализов пересчитывают на кристаллохиммеские формулы. Такой расчет возможен только в том случае, если расшифрована кристаллическая структура или измерены параметры элементарной ячейки данного вида минерала, изучены физические свойства, типы изоморфных замещений и определены формы воды в составе минералов. При расчете формул необходимо исходить из общего числа атомов, приходящихся на одну элементарную ячейку, но при записи следует стремиться упростить ее, сокращая на число элементарных формульных единиц.
37
При написании формул принято раздельное написание катионов и анионов: вначале записываются катионы, затем анионы — простые или комплексные. В кристаллохимических формулах отдельными группами записываются атомы, располагающиеся в одинаковых структурных позициях, т. е. являющиеся изоморфными; символы изоморфных элементов в теоретических формулах заключают в круглые скобки, разделяя их запятыми, причем первыми записывают преобладающие видообразующие, а затем второстепенные и примесные элементы. В квадратные скобки принято заключать анионные радикалы.
Структурные особенности минералов также могут быть отражены в 'кристаллохимических формулах. Частичная информация о структуре' содержится в форме записи радикалов. Например, [SiO4J4 и FSiaOy]6-соответствуют одинарным и сдвоенным островным радикалам, а [SieOig]12- принадлежит кольцевому радикалу. Точно так же определяется строение цепочечных, ленточных, слоистых и каркасных силикатов. Более подробно методы расчета формул минералов изложены в книгах И. Д. Борнеман-Старынкевич (1964), А. Г. Булаха (1964), А. А. Годовикова (1973) и др.
МОРФОЛОГИЯ МИНЕРАЛОВ
ВНЕШНИЙ ОБЛИК МИНЕРАЛЬНЫХ ИНДИВИДОВ
Минеральные индивиды-почти всегда находятся в мономинеральных или полиминеральных срастаниях, или агрегатах. Входящие в состав агрегатов минеральные индивиды отличаются внешним обликом, т. е. размером и морфологией.
Размер минеральных индивидов. Минеральные индивиды могут быть самой разной величины — от мельчайших частиц, различимых только при микроскопических исследованиях с увеличением в десятки и даже сотни тысяч раз, до гигантских кристаллов объемом несколько десятков кубических метров. В зависимости от размеров различают тонкодисперсные (10-6 м и меньше) и скрытокристаллические (10 6— 10~5 м) индивиды, -не различимые без микроскопа, тонко- (10~5— 10~4 м), мелко- (10~4—10-3 м), средне- (10~3—10—2 м), крупнозернистые (Ю2— 10’ ’ м) и гигантские (>10-1 м) индивиды, хорошо различающиеся с помощью микроскопа, лупы или невооруженным глазом. Некоторые минералы никогда не образуют крупных кристаллов. Например, размер частиц глинистых минералов всегда меньше сотых и даже тысячных долей миллиметра. Чаще всего минералы представлены мелкими кристаллическими зернами размером не более нескольких миллиметров. Многие из них, в частности кварц, полевой шпат, слюда и другие, могут встречаться в виде мельчайших зерен и очень крупных кристаллов. Например, скрытокристаллическая разновидность кварца — халцедон — состоит из тончайших кристаллических волокон толщиной в сотые доли миллиметра и менее. Вместе с тем известны крупные кристаллы кварца массой несколько тонн. Рекорд принадлежит гигантским кристаллам полевого шпата массой около 1000 т, которые нередко встречаются в керамических пегматитах Карелии.
- Степень идиоморфизма служит важнейшим морфологическим признаком -минералов. Ограненные минеральные индивиды -правильной формы называются идиоморфными. Как правило-, идиоморфны к-рис-
38
таллы алмаза, кварца и .санидина в эффузивных горных породах, магнетита в метаморфических породах, циркона в щелочных пегматитах; идиоморфны, как показывает изучение при очень большом увеличении, мельчайшие частицы каолинитовой глины. Неограненные или частично ограненные минеральные индивиды имеют неправильную форму или повторяют очертания других индивидов, с которыми находятся в срастаниях, и называются ксеноморфными (греч. «ксенос» — чуждый). Многие минералы изверженных горных пород ксеноморфны. Степень относительного идиоморфизма во многих случаях отражает последовательность кристаллизации минеральных индивидов и поэтому используется при изучении возрастных отношений минералов.
Морфология минеральных индивидов, характеризующаяся степенью изометричности, выражается в различном соотношении их длины, ширины и толщины. В зависимости от этого выделяют морфологические типы, подтипы и разновидности минералов. Изометричные кристаллы или зерна имеют одинаковые размеры во всех трех направлениях. Изометричны, например, кристаллы алмаза, магнетита, граната, сфалерита и пирита. Обычно изометричные. неогранен|ные зерна минералов, таких, как кварц, полевые шпаты, оливин, кальцит, слагают различные горные породы.
39
Минералы неизометричного облика имеют неодинаковые размеры в разных направлениях. У минералов удлиненного типа значительно преобладает длина над толщиной. Среди них встречаются столбчатые, игольчатые, волокнистые или нитевидные разновидности. Примером удлиненных минералов служат турмалин, берилл, натролит, скаполит, джемсонит, хризотил-асбест и др. Уплощенные минералы отличаются тем, что их толщина меньше ширины. Они представлены таблитчатыми, ’ тонкотаблитчатыми, листоватыми и тонкочешуйчатыми разновидностями. Обычно уплощенный облик имеют ильменит, гематит, биотит, хлорит, торбернит и др. Уплощенно-удлиненный и удлиненно-уплощенный морфологические подтипы являются промежуточными и характерны для многих минералов. Примером первых могут служить волластонит, сподумен, кианит, антимонит и др. В виде удлиненно-уплощенных кристаллов, как правило, встречаются колумбит, гипс и барит.
Морфология минералов во многом предопределяется особенностями их кристаллической структуры. Например, минералы с цепочечным^ и ленточным структурным мотивом чаще встречаются в виде удлиненных, а со слоистым мотивом — в виде уплощенных индивидов. Минералы с плотнейшей кубической упаковкой .атомов обычно изометрич-ны, а с гексагональной — уплощены или удлинены. Внешний облик ограненных минеральных индивидов, или их габитус, определяется преобладанием граней тех или иных простых форм. Чаще всего минералы встречаются в виде кристаллов, грани которых характеризуются наиболее плотным расположением атомов, т. е. наибольшей ретикуляр-ной плотностью. Поэтому минералы кубической сингонии с примитивной ячейкой обычно встречаются в виде кубов, поскольку эта грань имеет максимальную ретикулярную плоскость; в объемно-центрированной ячейке наиболее плотными являются плоские сетки, отвечающие граням ромбододекаэдра, а в .гранецентрированной — -граням октаэдра. Габитус минералов средней и низшей категории симметрии зависит также от параметров элементарной ячейки. Если отношение параметров со/а() и 2со/ао+^о близко к единице, то мииералы чаще встречаются в виде изометричных (кристаллов. В отличие от них у минералов удлиненного .морфологического типа отношение тех же параметров меньше, а. у минералов уплощенного типа больше единицы (рис. 15).
Габитус минералов, относящихся к одной и той же сингонии, определяется их принадлежностью к тому или иному классу симметрии и степенью развития граней соответствующих простых форм. Например, кристаллы пирита часто встречаются в виде кубов, Пентагон-додекаэдров, октаэдров или их комбинаций, ио никогда не покрываются гранями тетраэдра или ромбододекаэдра.
Габитус минералов зависит также от условий образования. Так, последовательная смена габитуса кальцита от пинакоидального. к остроромбоэдрическому отвечает смене высокотемпературных условий Кристализации низкотемпературными (рис. 16). Короткопризматиче-ский или бипирамидальный габитус циркона, характерен! для щелочных пород и пегматитов, а> удлиненно-призматический — для гранитов и гранитных пегматитов.
Изменение габитуса минералов в процессе роста прослеживается на. кристаллах ритмично-зонального или зонально-секториалыного строения. Обычно контуры внутренних зон роста параллельны габи-тусным граням минерала. Благодаря различной окраске, включениям или присыпкам на внутренних зонах роста можно увидеть контуры
кристаллов, как бы вставленных друг в друга, получивших название фантомов, или кристаллов-призраков.
'Нередко в зоналыно-секториальных кристаллах удается проследить смену габитуоных форм. Например, для флюорита часто /наблюдается смена октаэдрического габитуса, (ромбододекаэдрическим или кубиче-
Рис. 15. Зависимость главных морфологических типов кристаллов минералов от отношения параметров элементарной ячейки (по И. Костову): А — удлиненные, Б — изометричные, В — уплощенные индивиды
ским, для кальцита — ромбоэдрического скаленоэдричеоким, а скалено-эдричеокого призматическим. Последовательная смени габитуса минералов находится, по данным Н. 3. Евзиковой, в соответствии с умень-
Рис. 16. Морфогенетический ряд кальцита (по И. Костову) шением ретикулярной плотности граней /разных простых форм (рис. 17) и объясняется различной скоростью их роста, связанной с изменением химической активности видообразующих и примесных элементов в минералообразующих растворах, что зависит от степени их пересыщения, температуры, давления и других факторов.
С изменением скорости роста, вдоль определенных направлений — пирамид или секторов роста — связано образование комбинационных граней, имеющих ступенчатое 'строение, обусловленное уменьшением площади последовательных слоев (роста. Для комбинационных граней характерна комбинационная штриховка, ориентировка которой позволяет уточнить класс симметрии минералов и наряду с габитусом
41
служит важным диагностическим признаком. Комбинационной штриховкой часто покрыты кристаллы пирита (рис. 18), арсенопирита., турмалина!, кварца и других минералов. Для некоторых минералов габитус настолько характерен, что он отражен в их названиях; например тетраэдрит, встречающийся в виде тетраэдрических кристаллов;
Рис. 17. Последовательное изменение габитуса флюорита в зависимости от меж» плоскостных расстояний (по Н. 3. Евзнковой)
Рис. 18. Комбинационная штриховка на гранях кристаллов пирита
42
сфен — в виде клиновидных кристаллов (треч. «сфенос» — клин); аксинит (греч. «аксине» — топор) и т. д. Необычный габитус минералов нередко служит основанием для выделения .морфологических разновидностей минералов, среди которых можно упомянуть, в частности, пластинчатый эпидот из Ахматовой /копи на Южном Урале — пушки-нит; пинакоидалыно-призматические кристаллы везувиана, найденные в бассейне р. Вилюя (Восточная Сибирь), — вилуит.
Искаженные формы минералов. Ограненные минералы редко встречаются в .виде правильных кристаллов. Как правило, они представлены искаженными формами с неодинаковыми размерами граней одних и тех же простых форм, обычно, имеют ступенчатое 'строение или искривлены, часто покрыты штриховкой и различимыми фигурами роста или растворения.
Самые распространенные искаженные или даже ложные габитус -ные формы обусловлены неодинаковым развитием граней. Реальная симметрия ограненных минералов ниже их аналогичных идеальных кристаллов, если внешняя симметрия среды минералообразования ниже симметрии минерала (принцип симметрии Кюри). Например, кристаллы граната, относящиеся к кубической сингонии, в метаморфических породах нередко удлинены или уплощены за. счет преимущественного роста вдоль сланцеватости. Образование искаженных уплощенных форм пирита1, шеелита и других минералов, приуроченных обычно к тонким прожилкам, обусловлено ростом в стесненных условиях. Снижение симметрии кристаллов кварца, выражающееся в неравномерном развитии граней ромбоэдра, объясняется их неодинаковой ориентацией относительно направления потока минералообразующих растворов и т. д.
Характерной особенностью рельефа граней многих минералов является их искривление, которое часто связано1 с механическими деформациями и дислокационными сдвигами, установленными, например, для антимонита, галенита, молибденита и других минералов. На поверхности граней этих минералов часто1 видна штриховка скольжения. Выпуклые грани комбинационного типи свойственны кристаллам округлого габитуса, например .алмаза, получившим названия октаэдроидов и додекаэдроидов. Искривленное или ступенчато-мозаичное строение имеют также грани расщепленных кристаллов, образующих седловидные, веерообразные или скрученные габитусные формы доломита, пирита, кварца', гейландита, десмина и многих других минералов. Угловая разориентация субиндивидов в расщепленных минералах связывается с захватом примесей и образованием 'Краевых дислокаций в процессе роста. Степень расщепления, как это установлено для марганцовистого кальцита, пропорциональна содержанию изоморфных примесей марганца и увеличивается .вместе с размером кристаллов. Расщепленные кривогранные кристаллы в процессе роста нередко переходят в радиально-лучистые агрегаты или служат зародышем сферолитов, состоящих из многократно расщепленных волокнистых или игольчатых субиндивидов (рис. 19, в). Следует отметить, что другие типы сферолитов могут образовываться на поверхности глобулярных частиц (рис. 19, а) или из хаотично-ориентированных скоплений множества зародышей (рис. 19, б).
К характерным деталям рельефа граней минералов относятся разнообразные положительные и отрицательные формы роста и растворения минералов. Ориентация этих фигур полностью отвечает классу симметрии кристаллов. Изучение фигур роста и растворения позволяет идентифицировать простые формы, расшифровывать происхождение ми-
43
пера лов. В некоторых случаях они используются в диагностике структурных разновидностей минералов. Например, по фигурам травления определяется принадлежность кварца «к правой или левой разновидности.
а
в
Рш. 19. Схема расщепления кристалла и образования сферолитов разных типов:
а — на глобулярной частице; б — из множества кристаллов; в — с «двулистником» (по Д. П. Григорьеву)
Скелетные кристаллы. Наряду с обычными объемно-выпуклыми ограненными индивидами многие минералы встречаются в виде «ске
летных» кристаллов различного габитуса, которые описываются как одномерные (линейные), двумерные (плоские) и трехмерные (объемные) реберники, вер-
шинники и многогранники с входящими углами (гранные пучки). К одномерным скелетным кристаллам относятся нитевидные кристаллы (викерсы, или «кристаллы-усы»), например джемсо-
Рис. 20. Восемь основных типов снежинок нита в виде тонких ВОЛОКОН, геликоидов (скрученных вдоль удлинения или наподобие пружины) и даже замкнутых в кольца, волосовидные «кристаллики рутила или актинолита.
Характерным примером двумерных скелетных «кристаллов «служат снежинки, среди которых вместе «с разновидностями плоскостных трен-
44
ных форм {0001} или без них развиваются реберные и вершинные разновидности, гексагональные пучки (лучи), рамки, плоскостные лучи, вершинные гексагоны и дигексагоны, гексагональные звезды и т. д. (рис. 20). Ветвящиеся древовидные плоскостные скелетные кристаллы часто- называют дендритами. -В виде -кристаллографически правильных двумерных дендритов часто встречается самородная -медь. К дендри-та-м относятся также пленочные выделения окислов марганца-, приуроченные к тонким трещинам в различных горных породах.
°	6
Рис. 21. Скелетные кристаллы самородной меди (а) и серебра (б) в виде реберных пучков
Трехмерные скелетные -кристаллы также характеризуются образованием различных гранных, вершинных и реберных форм. Например, скелетные кристаллы меди и серебра -описываются соответственно как октаэдрические и ромбододекаэд-рические реберные формы (пучки), составленные из мелких кубиков (рис. 21). К скелетным относятся также -полые, футлярообразные кристаллы апатита, турмалина-, граната и др.
4
ЗАКОНОМЕРНЫЕ СРАСТАНИЯ МИНЕРАЛОВ
Параллельные срастания отдельных двух и более индивидов характеризуются одинаковой кристаллографической ориентацией. Обычно встречаются моно-минеральные параллельные срастания. Одни из них представляют со-бой сингенетические -срастания, например, кристаллов флюорита- или кварца-; другие — эпигенетические — образуются при нарастании поздней генерации минерала на предшествующую. Обычно они представлены самостоятельными разновидностями, отличающимися морфологией, составом и содержанием химических примесей, структурными особенностями или физическими свойствами. К ним -относятся, например, скипетро-видный кварц -с гирляндой ориентированных мелких ц-ристалликов, образующих реберные и вершинные формы (рис. 22). Скипетровидные -сростки известны и для других минералов, в частности для кальцита-. Иногда многочисленные одинаково- ориентированные индивиды одной простой формы располагаются параллельно -граням другой простой формы, образуя -более -крупные комбинированные кристаллы, -как бы инкрустированные -с поверхности. Особенно характерны параллельно ориентированные -срастания уплощенных
45
кристалликов кальцита с фанями тупого ромбоэдра {0112}, постройка из которых имеет очертания травильного скаленоэдра (рис. 23, а) или гексагональной призмы (рис. 23, б); нередко ромбоэдрические кристаллики кальцита образуют параллельные срастания в виде черепитчатых пластин, параллельных фаням пинакоида {0001} (рис. 23, в).
" Эпитаксия — кристаллографически-ориентированные срастания индивидов разных минеральных видов. Эпитаксические срастания минералов возникают в (случае полного или частичного совпадения структурных элементов с одинаковыми катионами или аниона,ми|В эпитакси-ческих сростках минеральные индивиды одного минерального вида
Рис. 22. Парг сдельно-ориентированное срастание кристаллов кварца (скнпетро-видный кварц)
Рис. 23. Параллельно-ориентированные срастания кристаллов кальцита. Тырныаузское месторождение (Сев. Кавказ)
могут нарастать на ррани, ребра или вершины, иногда! образуя поли-минеральные скелетные срастанияЛ Примером могут служить законе- . мерные срастания кальцита и родохрозита, шеелита, и флюорита^, ставролита и кианита, самарскита и колумбита, сфалерита, и блеклой (руды и т. д. Закономерно ориентироваиным эндотаксическим срастаниям отвечают также случаи распада твердых растворов с образованием ориентированных включений одних минералов в других, например халькопирита в сфалерите, сфалерита, в халькопирите, кубанита в. халькопирите, шпинели в магнетите. Вторичные ориентированные срастания минералов образуются также при их изменении или замещении. Например, при мартитизации кристаллов магнетита гематит располагается параллельно граням октаэдра.
Двойники. Кристаллографически-закономерные срастания называются двойниками, тройниками, четверниками и т. д., если их составное части связаны между собой поворотными осями и плоскостями зеркального отражения. Соответственно эти элементы симметрии называются двойниковыми осями и двойниковыми плоскостями. Граница раздела двойников обычно совпадает с плоскостью двойникования. На
46
поверхности двойниковых срастаний, как правило; наблюдаются двойниковое швы, в которых отдельные минеральные индивиды соприкасаются друг с другом, образуя двойники срастания. Примером могут служить двойники благородной шпинели (рис. 24, а), сфалерита (рис. 24, б и в) и многих других минералов. Другому случаю соответствуют 'двойники прорастания с произвольными границами, например
а	5	S
Рис. 24. Двойники срастания двух октаэдрических кристаллов шпинели по шпянелевому закону (а) и тетраэдрических кристаллов сфалерита по алмазному закону: б — двойник вращения; в — симметричный двойник зеркального отражения
для флюорита (рис. 25, а), пирита (рис. 25, б) и других --минералов. Параллельные срастания с многократным двойникованием, запоминающим гармошку, называются полисинтетическими; особенно они характерны для плагиоклаза, (рис. 26), кальцита и других минералов. Они
Рис. 25. Двойники прорастания:
а — флюорита по флюоритовому закону; б — пирита («железный крест») по пиритовому закону
Рис. 26. Полисинтетические двойники альбита (альбитовый закон)
хорошо узнаются по двойниковой штриховке на ,гранях или сколах. %-Случаям многократного двойникования отвечают также коленчатые двойники и их срастания в тройники, четверники и т. д. с образованием •Циклических двойников, характерных, например, для касситерита и рутила (рис. 27, а и б).
Для многих распространенных минералов установлены характерные, часто повторяющиеся типы и законы двойникования, получившие собственные названия. Минералы кубической сингонии образуют двойники по шпинелевому закону (см. рис. 24, а), двойники по алмазному закону характерны для алмаза и сфалерита (см. рис. 24, б), двойники По флюоритовому закону (см. рис. 25, а), по пиритовому закону типа «железный крест» (см. рис. 25, б). Для кварца тригональной сингонии
47
известны дофинейские и бразильские двойники прорастания (рис. 28, а и б), а также японские двойники срастания (рис. 28, в). Примером двойникования минералов тетрагональной сингонии 'служат 'коленчатые двойники срастания касситерита и рутила ,(см. рис. 27). Крестообраз-
ные двойники характерны для минералов ромбической сингонии, в частности для ставролита (рис. 29), что запечатлено в названии этого минерала (греч. «ставрос» — крест). Двойники по арагонитовому
Рис. 27. Коленчатые (а) и цикличе-	Рис. 28. Дофинейский (а), бразильский (б^ и
ские (б) двойники, характерные для	японский (в) двойники кварца
касситерита и рутила
закону (рис. 30) также распространены среди минералов этой сингонии. Полевые шпаты образуют в основном карлсбадские двойники (рис. 31, а и б), двойники по альбитовому закону '(см. рис. 26) и менее
характерные другие типы двойников — манебахские и бавенские (рис. 31,в и г). Для гипса самыми обычными являются двойники типа «ласточкин хвост» (рис. 32).
Законы двойникования связаны с особенностями кристаллической структуры. Двойниковые плоскости срастания
Рис. 29. Крестообразные ния ставролита
двойники прораста-
обычно параллельны граням или направлениям с самой большой ретикулярной плотностью. Двойниковая ось может являться нормалью к этим .граням и направлениям, совпадать с направлением ребер на пересечении 'наиболее плотных атомных сеток или быть перпендикулярной этим ребрам, если •находится в двойниковой плоскости. В кубических кристаллах атомов с пранецентрированной ячейкой двойниковая плоскость параллельна
наиболее плотной октаэдрической грани, что характерно,-в частности, для \шпинелевого закона двойникования. Закономерная ориентировка индивидов в коленчатых двойниках касситерита и рутила (сагенита) хорошо объясняется строением этих минералов, в которых координа-ционНые октаэдры связаны друг с другом общими ребрами; в случае двойникования соединение октаэдрических цепочек под углом 120° про-
а
Рис. 30. Двойники срастании (а) и прирастания (б) арагонита по арагоиитовому закону и атомная модель двойникования (в)
Рис. 31. Двойники полевых шпатов:
двойники прорастания санидина по карлсбадскому закону правые (а) и левые (б) и двойники срастания ортоклаза по бавеискому (в) и манебахскому (г) законам
49
Рис. 32. Галь-ский двойник гипса «ласточкин хвост»
исходит без какого-либо нарушения кристаллической структуры. В двойниках арагонита часть структуры вдоль двойниковой плоскости имеет общую ориентацию в соседних индивидах (см. рис. 30, в). /
Ограненные двойники обычно характеризуются входящими-углами, вследствие чего габитус двойниковых индивидов отличается Ьт габитуса соответствующих монокристаллов: они либо удлинены, либо уплощены. Например, манебахокие и ба-венские двойники ортоклаза, «ласточкин хвост» гипса отличаются значительным удлинением в одном направлении, а японские двойники кварца и сдвойникованные по альбитовому закону вкрапленники плагиоклаза в дайках диабаза или в выбросах современных вулканов сильно уплощены.'
Происхождение двойников различное. Ростовые двойники образуются в результате «ошибок» в начале и в процессе кристаллизации, а также путем ориентированного срастания микрокристалликов — зародышей кристаллов. Деформационные двойники обычно образуются при полиморфных превращениях и под влиянием ориентированного давления. К деформационным относятся, например, полисинтетические двойники кальцита в мра
море. При их образовании происходят зарождение и скольжение линейных дислокаций. Двойники иногда характерны для некоторых видов минералов и поэтому могут служить диагностическим признаком.
МИНЕРАЛЬНЫЕ АГРЕГАТЫ
Обычно .минералы находятся в незакономерных срастаниях — минеральных агрегатах, которые могут быть сложены одним или несколькими минералами. Минеральные агрегаты отличаются размером, формой и характером пространственного размещения слагающих их минеральных индивидов. Различаются крупно-, средне- и мелкозернистые, кристаллически-зернистые и скрытокристаллические, равномерно-и 'неравномерно-зернистые агрегаты с закономерной или незакономер--ной ориентировкой минеральных зерен. Минеральные аррегаты могут быть плотными или массивными, пористыми, землистыми, вязкими,' рыхлыми или сыпучими. Кристалличеоки-зернистыми агрегатами минералов ‘сложено! большинство изверженных, метаморфических, осадочных горных пород, а также различные руды. Пористые и рыхлые агрегаты характерны для продуктов вулканических извержений, многих осадочных пород, почв и т. п.
Секреции. Крустификационные агрегаты — друзы, щетки, кристаллические, натечные и сферолитовые корки — слагают различные по размерам и форме пустоты — секреции. Крупные секреции (размером от нескольких сантиметров до нескольких метров) называют жеодами, занорышами, погребами, отдушинами, мелкие (менее 1 см) — миаро-лами и миндалинами. Секреции .могут быть выполнены нацело или частично кристаллами или сферолитами одного или нескольких минеральных видов.
Минеральные индивиды, ‘слагающие крустификационные агрегаты в секрециях, могут иметь беспорядочную или, реже, закономерную, обычно параллельную ориентацию. Беспорядочно ориентированные
Рнс. 33. Образование друзы кристаллов кварца по закону геометрического отбора (no-д. П. Григорьеву)
индивиды образуются из множества мелких кристаллических зародышей со случайным закреплением на неровных стенках пустот. Ориентация кристаллов в секрециях (Возникает но /разным причинам. Самые: крупные кристаллы образуются, по Д. П. Григорьеву, в соответствии с законом геометрического отбора за счет индивидов, (направление максимального, роста которых нормально к стенкам полости (рис. 33). В случае закрепления таких индивидов на ровной поверхности стенок полости происходит образование параллельно ориентированных, обычно шестоватых агрегатов. Ориентированные агрегаты возникают также путем кристаллизации на пористой стенке, с образованием параллель-нонволокнпстых агрегатов нитевидных кристаллов, например гипса,, халькантита и др. Ориентирующее влияние на индивиды может оказывать, кроме того, основание, на котором 'происходит (Кристаллизация. Это могут быть закономерно ориентированная сеть трещины, слоистость вмещающих пород или крупный кристалл, который служит подложкой при эпитаксиальном 'росте.
Различные почковидные, колломорфные и сферолитовые корки и пленки, а также сталактиты и сталагмиты с концентрически-зональным строением, причудливые древовидные, ветвистые агрегаты — кораллиты
Рис. 34. Групповой рост сферолитов на неровной поверхности (по Д. П. Григорьеву)
и кристалликтиты арагонита и кальцита характерны для карстовых пещер. Аналогичные агрегаты карбонатов и гидроокислов железа меньших размеров встречаются в: я чей сто-пор истых и жеодовых образованиях поверхностного изменения горных пород и рул. Образование сферолитовых агрегатов подчиняется так же, как в друзовых агрегатах, закону геометрического отбора; в этом случае каждый сферолит ведет себя как минеральный индивид (рис. 34). Законам геометрического отбора подчиняется так-
же образование минеральных агрегатов совместного роста кристаллов и сферолитов, например кальцита и халцедона.
Конкреции. Шаровидные, желваковые, овальные, почковидные и Другие минеральные агрегаты округлой формы называются конкрециями, стяжениями и оолитами (рис. 35 и 36). Конкреции, в отличие от секреций, образуются при кристаллизации от центра к периферии. Обычно они имеют комцеаггричеокй-скорлуповатое или концентрически-зональное строение. Образование конкреций связано, с собирательной кристаллизацией в пористых, обычно осадочных породах за, счет рассеянного в них вещества. Оолиты возникают в минеральных источниках, на дне пещерных озер, в корах выветривания, в виде жемчужин
51
в раковинах моллюсков. Нередко они вместе с кристаллами выполняют секреции.
Внешняя поверхность конкреций может быть гладкой и ровной, -как, например, у желваков фосфорита и оолитов арагонита, иЛи гре-
Рис. 35. Конкреции фосфоритов. Хмельницкая область (УССР)
бенчатой с отчетливо выраженным охранением, характерным, в част-
ности, для марказита. Центральная часть конкреций в некоторых слу-
Рис. 36. Оолиты арагонита. Карловы Вары (ЧССР)
чаях бывает полой. Полагают, что полые оолиты зарождаются на газовых пузырьках. Пустоты могут возникать также в результате растворения или перекристаллизации центральной части конкреций, иногда с последующим заполнением другими минералами. Примером такого превращения конкреций в секреции служат фосфориты, содержащие кристаллы галенита, сфалерита, кальцита и других минералов.
Землистые, пористые и рыхлые агрегаты, выцветы и налеты характерны для зон поверхностного изменения пород или осадочного отложения минералов.
ВКЛЮЧЕНИЯ И ДРУГИЕ НЕОДНОРОДНОСТИ В МИНЕРАЛАХ
Минеральные индивиды, однородные в химическом и физическом отношении, чрезвычайно редки. Обычно они содержат разнообразный включения других фаз, имеют мозаичное строение, характеризуются
ЕО
химической и физической неоднородностью, выражающейся в незакономерном или зонально-секториальном распределении химических или механических примесей, прозрачности или окраски. Во многих случаях для выявления гетерогенности необходимы микроскопические исследования с применением специальных методов.
Неоднородное строение минералов зависит от условий образования и их последующего изменения. В соответствии с этим различные виды неоднородностей подразделяются, по Н. В. Петровской, на протогенети-ческие ((унаследованные или реликтовые), сингенетические и эпигенетические.
Протогенетические неоднородности проявляются в различных формах и имеют разную природу. Очень распространены механические включения чужеродных минералов, захваченные в процессе роста минералов. Они образуют пойкилитические срастания (греч. «пойкилос» — пестрые), обычно представляющие собой монокристаллы с включениями минеральных зерен вмещающих пород. Примером могут служить «песчанистые» кристаллы гипса или кальцита, кристаллы эгирина с включениями ранее образованного нефелина. К протогенетическим относятся также реликтовые включения, сохранившиеся вследствие неполного замещения в различных магматических, метаморфических или метасоматических породах; так, циркон метаморфических пород, подвергшихся гранитизации, часто сохраняется в виде округлых включений в кристалликах акцессорного циркона гранитов.
Сингенетические неоднородности характерны, например, для друзовых агрегатов совместной кристаллизации разных минералов, раскрис-таллизованных гелей, распавшихся твердых растворов, а также для зонально-оекторпальных кристаллов.
Эпигенетические неоднородности в минералах вызваны процессами изменения их состава, отложением новообразованных минералов в трещинах или путем замещения их новыми минералами.
К прото-, син- и эпигенетическим относятся также затвердевшие, жидкие и газово-жидкие включения в минералах.
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Физические свойства минералов обнаруживаются и могут быть измерены только в результате приложения внешних сил и различных по своей природе воздействий — механических, радиационных, электромагнитных, тепловых и др. Взаимодействие с минералами разнообразных форм энергии сопровождается ее частичным или полным поглощением и рассеянием, изменением и превращением в другие формы,что выражается в появлении различных физических эффектов или свойств. Воздействие на минералы механических сил сопровождается их деформацией или дезинтеграцией. Сопротивление разрушению минералов путем вдавливания острия или царапанья их поверхности выражается через твердость. Поведение в гравитационном поле определяется плотностью минерала; В зависимости от энергии электромагнитного поля в минерале может происходить возбуждение электронов, сопровождающееся селективным поглощением света, что служит непосредственной причиной окраски. Магнитные свойства минералов возникают в магнитном поле.
53
Многие физические свойства связаны со структурой и химическим составом минералов и изменяются вместе с 'ними. Для других свойств существенное значение имеет дефектность минералов. В соответствии с этим нее физические свойства подразделяются на первичные и вторичные. К первичным относятся плотность, твердость, спайность, кристаллооптические свойства, блеск, отражательная способность и др. Первичные свойства имеют основное диагностическое значение. Среди вторичных следует отметить разнообразные полупроводниковые, термоэлектрические и люминесцентные свойства, примесную и радиационную окраску, остаточную намагниченность и др. Изучение вторичных, свойств проводится для расшифровки реального строения минералов, для диагностики генетических разновидностей минералов и для получения информации об условиях минералообразования. Этим, однако, irfe исчерпывается значение физических свойств минералов. Физические свойства минералов широко применяются в промышленности, науке и повседневной жизни. Так, для утяжеления раствора при бурении скважин применяется барит, твердые минералы используются в качестве абразивов, а легкие — как наполнители бетона. Высокая прозрачность кварца и флюорита в ультрафиолетовом, видимом и инфракрасном свете определяет ценность этих минералов как оптического сырья. Красивая окраска в сочетании с сильным блеском, прозрачностью и высокой твердостью отличает многие драгоценные камни от других минералов.
ПЛОТНОСТЬ
Плотность минералов, измеряемая в единицах массы на единицу^ объема (в г/см3), колеблется в широких пределах и достигаеТ~23,0 г/см3 (платинистый иридий). Наиболее распространенные минералы имеют плотность от 2,5 до 3,5 г/см3. Большинство минеральных видов имеет плотность меньше 5 г/см3. Среди них преобладают силикаты, кислородные соли и галоиды. Сульфиды и самородные металлы имеют большую плотность.
Минералы условно можно разделить на три группы: легкие (до 3,0 г/см3), средние (от 3,0 до 4,0 г/см3) и тяжелые (более 4,0 г/см3).
Плотность минералов зависит от химического состава и типа структуры и поэтому является важнейшим диагностическим признаком. Все минералы, сложенные элементами верхней части периодической таблицы, относятся к легким. Как правило, минералы, содержащие тяжелые металлы, имеют большую плотность. Наибольшая плотность у самородных элементов — золота, серебра и минералов группы платины.
Для минералов, представляющих изоморфные ряды, увеличение (или уменьшение) плотности пропорционально изменению химического состава. Так, в изоморфном ряду оливинов от форстерита Mg2[SiO4] до фаялита Fe2[SiO4] плотность увеличивается от 3,20 до 4,35 г/см3, в ряду альбит Na[Si8A108] — анортит Ca[Si2A12O8] — возрастает всего от 2,61 до 2,75 г/см3, а в ряду шеелит Ca[WO4] — повеллит Са[МоО4] она уменьшается от 6,1 до 4,2 г/см3, т. е. на 1,9 г/см3.
Зависимость плотности от типа кристаллической структуры особенно отчетливо проявляется в полиморфных модификациях минералов и определяется характером упаковки, атомов. Примером могут служить упоминавшиеся выше алмаз и графит с плотностями соответственно 3,5 и 2,3 г/см; кальцит (2,6—2,8 г/см3) и арагонит (2,9—3,0 г/см3).
Точно так же кварц SiC>2 с каркасной структурой значительно легче стишовита того же состава, но имеющего рутилоподобную цепочеч-
54
«ую структуру (2,65 и 4,35 г/см3 соответственно). В общем случае ми-нералы с плотнейшей упаковкой имеют большую плотность по сравнению с минералами цепочечной, ленточной, слоистой и особенно каркасной структуры.
Известно несколько методов определения плотности минерала. Пикнометрический и гидростатический методы — самые точные. Пикнометрический метод основан на измерении массы минерала путем взвешивания в пикнометре — сосуде известного объема, гидростатический — на взвешивании минерала в воздухе и в жидкости.
Наиболее простые объемные методы определения плотности минералов включают операции взвешивания и последующего определения объема вытесненного минералом жидкости с помощью мерной колбы или специальных сосудов — волюмометров. Для измерения объема мик-ронавесок минерала в тонких трубочках известного сечения иногда используют микроскоп.
Иммерсионные методы позволяют определять плотность минерала сравнением с плотностью тяжелой жидкости, плотность которой определяется непосредственно с помощью весов Вестфаля (гидростатическим методом) или косвенно — измерением показателей преломления. Плотность жидкости может регулироваться разбавлением или нагреванием (термоградиентный метод). Для определения плотности тяжелых минералов в жидкости меньшей плотности используют метод легких поплавков с закрепленными на них зернами.
, Вг »
•V» тслАпипхмш иоиныпл	—
Механические свойства минералов обнаруживаются при механическом воздействии на них внешних сил при сжатии, растяжении или ударе и выражаются в изменении их формы и целостности. Различают упругие, хрупкие и пластические деформации.
Спайность — способность кристаллов раскалываться по определенным кристаллографическим плоскостям с образованием блестящих поверхностей. Спайность может проявляться в одном, двух, трех, четырех и шести кристаллографических направлениях. Кристаллы слюды можно расщепить по спайности на тончайшие листочки — у нее спайность в одном направлении по пинакоиду {001}. Ромбоэдрический кристалл кальцита легко раскалывается по трем направлениям (по ромбоэдру), тогда как в других направлениях спайные плоскости не образуются.
Плоскости спайности параллельны плоским сеткам пространственной решетки с наибольшими межплоскостными расстояниями, как, например, в графите (см. рис. 5). Поскольку спайность связана с кристаллической структурой, она служит важным диагностическим признаком минералов.
Для оценки спайности существует следующая шкала.
1. Спайность весьма совершенная — кристалл колется на тончайшие пластинки с зеркальной поверхностью (слюда, гипс).
2. Спайность совершенная — кристалл в любом месте колется по •определенным направлениям, образуя ровные, иногда ступенчатые поверхности; неправильная поверхность получается крайне редко (кальцит, галит, галенит).
.3. Спайность средняя — при расколе образуются как ровные спайные, так и неровные поверхности (полевые шпаты, роговая обманка).
55
(4. Спайность несовершенная — ровные спайные поверхности редки, при разломе большей частью образуется неправильная поверхность скола (берилл, апатит).
5. Спайность весьма несовершенная — практически >нет спайности, кристаллы имеют неровные поверхности при расколе (кварц, касситерит) .
В различных направлениях спайность кристалла может быть одинаковой или разной по степени совершенства.
Минералы, не имеющие спайности или имеющие несовершенную-спайность, раскалываются по неровным поверхностям излома. По характеру этих поверхностей излом в минералах может быть неровный (самородная сера, апатит, касситерит), ступенчатый (полевые шпаты), занозистый (актинолит, тремолит), раковистый (кварц, халцедон, опал), крючковатый (самородные элементы — золото, медь, платина) и других видов.
Отдельностью называется способность минералов раскалываться с образованием ровных поверхностей на сколах по направлениям, совпадающим с плоскостями двойникования, с эпитаксическими вростка-ми, с ориентированными включениями продуктов распада твердых растворов, с неоднородностями и включениями по зонам роста и др. Очень характерна, например, отдельность по пинакоиду {0001} у корунда, связанная с тончайшими включениями мусковита.
Упругостью обладают минералы, исходные размеры и форма которых восстанавливаются после снятия внешних напряжений. Высокой упругостью обладают, например, листочки слюды. Упругость связана с прочностью и типом межатомных связей. С ростом температуры упругость уменьшается. В случае превышения предела упругой деформации возникают хрупкие или пластические деформации.
Хрупкостью называется способность минералов легко крошиться в результате мгновенного приложения внешних сил, например при ударе молотком, а также при проведении ножом или стальной иглой царапины на поверхности минерала. У такого хрупкого минерала, как блеклая руда, на краях царапины остается порошок, который легко сдувается. В отличие от нее на поверхности халькозина остается блестящая бороздка с ровными краями. Таким же 'свойством обладает большинство самородных металлов, которые при ударе изменяют свою форму и расплющиваются, т. е. характеризуются ковкостью.
Пластическая деформация возникает при скольжении соседних частей кристаллических индивидов относительно друг друга параллельно атомным плоскостям с минимальной прочностью связи между ними путем зарождения и скольжения краевых дислокаций. Направление скольжения совпадает с минимальным межатомным расстоянием. В результате механического скольжения внутренняя однородность кристалла сохраняется, но изменяется его форма (рис. 37,а). Пластическим деформациям благоприятствует .высокая температура. Примеси и механические включения, закрепляя дислокации, препятствуют пластическим деформациям. Пластические деформации сдвига, в отличие от деформаций скольжения, сопровождаются образованием механических двойников. Сдвиг вдоль плоскости двойникования приводит к закономерной ориентации отдельных частей кристаллов (рис. 37,6). Механическое двойникование характерно для минералов метаморфических пород, например, для кальцита .мраморов. Некоторые минералы в результате деформации могут сминаться, принимать произвольную форму без нарушения целостности и сохранять ее после снятия приложенных воздействий. При изгибе в кристалле возникают области напря-
жений с высокой .концентрацией одинаково ориентированных краевых дислокаций или полосы изгиба, напоминающие полосы полисинтетического механического двойникования. Амплитуда сдвига при изгибе больше, чем при двойниковании (рис. 37, в). Полосы изгиба характерны для дистена, сподумена, хлорита, мусковита, молибденита, хризотил-асбе-ста и др.	.. ~
Твердость. Под твердостью-минералов понимается его сопро
тивление механическому разрушению под воздействием более! прочного тела.|ТцсрдостБ~'—'важ*1 лый—диагностический признак минералов. Она отражает прочность химических связей между .атомами и зависит от типа химических связей. Для минералов с ионным типом химической связи характерна низкая или умеренная твердость, а минералы с чисто ковалентной связью очень тверды. В качестве примеров можно привести галит и алмаз. Минералы со смешанным типом химической связи обычно имеют пониженную твердость, а с водородными и ван-дер-ваальсовыми связями — низкую. В соответствии с этим многие слоистые, водные и молекулярные кристаллы отличаются низкой твердостью. Для минералов с плотнейшей упаковкой или каркасной структурой характерна умеренно высокая твердость. Сравнение подобных в структурном и аналогичных в химическом отношении минералов показывает, что с увеличением заряда катиона или аниона растет твердость. Например, твердость кальциевого слоистого алюмосиликата —। маргарита CaA12[Si2Al2Oi0](OH)2 — значительно выше, чем у его калиевого аналога — мусковита K(Al2)[Si3A10io](OH)2. В изоморфных сериях твердость минералов изменяется вместе с составом, особенно существенно, если три этом изменяются степень ионности-ковалентности хим и-ческой связи, валентность ионов, их размеры и соответственно плотность упаковки и координация.
Рис. 37. Пластические деформации минералов (по Дж. Ферхугену и др.):
а — скольжение с сохранением ориентации в области скольжения (заштриховано); б— двойникование при сдвиге с изменением ориентации в области сдвига (заштриховано), в — полосы изгиба (заштриховано) с большой амплитудой сдвига
Заметное влияние на микротвердость минералов оказывают точечные дефекты — вакансии, интерстиционные атомы и микропримеси, дислокации и степень совершенства (блочность) кристаллических индивидов. Известно, что теоретическая прочность кристаллов значительно выше реальной. Только бездислокационные нитевидные кристаллы (викерсы) имеют прочность, соизмеримую с расчетной.
Существует .несколько методов определения твердости. В минералогической практике принята .шкала Мооса. Эталонами шкалы твердости Мооса служат следующие минералы, расположенные в порядке увеличения твердости.
1.	Тальк [Si4O10] (ОН)2.
2.	Гипс Са [SO4] • 2Н2О.
3.	Кальцит Са [СО3].
4.	Флюорит CaF2.
5.	Апатит СаГ) [РО4]а (F, С1).
6.	Полевой шпат (ортоклаз) К [Si8AlO8].
7.	Кварц SiO2.
8.	Топаз Al2 [SiO4] (F, ОН)2.
9.	Корунд А12Оа.
10.	Алмаз С.
Твердость минералов обычно определяется царапанием одного минерала другим. Если, например, апатит (твердость 5) царапает исследуемый минерал, а флюорит (твердость 4) не царапает его, то мы определяем твердость исследуемого минерала примерно как 4,5.
Эталоны шкалы Мооса могут заменить следующие предметы: лезвие стального ножа — твердость около 5,5—6, напильник — около 7, простое стекло — 5; минералы, имеющие твердость меньше 2, легко чертятся ногтем.
Необходимо отметить относительность шкалы Мооса: если тальк имеет твердость 1, а гипс твердость 2, то это не означает, что гипс в 2 раза раза тверже талька. То же касается всех других минералов-эталонов.
Точно твердость определяется с помощью специальных приборов склерометров (твердомеров). В склерометре М. М. Хрущева и Е. С. Берковича (микротвердомере) твердость определяется на ровной поверхности минерала путем вдавливания под определенной нагрузкой Р (в кг} алмазной пирамидки квадратного сечения. Размеры получающихся отпечатков меньше для твердых и больше для мягких минералов. Диаметр отпечатков (с?) измеряют (в мм) с помощью микрометренного окуляра на микроскопе. Микротвердость минералов рассчитывается по> формуле
Н = 2 sin —	, или Н = 0,7
2 d2	d2
при угле между гранями алмазной квадратной пирамиды а=136°. Она имеет размерность кг/мм2. Значения микротвердости для минералов-эталонов шкалы Мооса показывают, что твердость алмаза выше твердости корунда в пять раз, а талька —на три порядка:
Тальк................ 2,4	Полевой шпат........... 795
Гипс . ............ 36	Кварц.................1	120
Кальцит.............109	, Топаз...............1427
Флюорит.............189	Корунд	. ........... 2	060
Апатит.............. 536	Алмаз............... 10	060
При измерении твердости необходимо иметь в виду, что для минералов характерна анизотропия твердости. Особенно отчетливо она про-
является у гетеродесмичных минералов, имеющих цепочечное или слоистое строение. Например, дистен Al2[SiO4]O отличается различной твердостью при царапании поверхности совершенной спайности вдоль удлинения (4,5) и поперек (6), что запечатлено в названии этого минерала (греч. «ди» — два, «стенос» — сопротивляющийся, т. е. двутвердый). Для графита, как установлено, твердость вдоль весьма совершенной спайности равна 1, а поперек — выше 5. Неодинаковую твердость имеют разные грани даже кубических кристаллов одного и того же минерала, что связано с их различной ретикулярной плотностью. Кристаллы алмаза, например, имеют наибольшую ретикулярную плотность на гранях октаэдра {И1}. меньшую — на гранях ромбододекаэдра {110} и еще меньшую — на гранях куба {100}. В соответствии с этим твердость по граням октаэдра будет большей, чем по граням ромбододекаэдра, а грани куба будут иметь наименьшую твердость.
Неоднородное строение минералов также сказывается на их твердости. Например, зональные кристаллы молибдошеелита, как показали измерения, имеют меньшую твердость (до 180 кг/мм2) в центральных зонах, обогащенных молибденом, чем в периферических (до 600 кг/мм2), сложенных почти чистым шеелитом. Повышенной твердостью обладают кристаллы магнетита, содержащие включения шпинели — продукта распада твердого раствора.
Необходимо отметить также, что реально измеряемая твердость минералов в пористых, землистых, а также тонковолокнистых агрегатах всегда занижена; она отражает, по существу, прочность сцепления между частицами.
КРИСТАЛЛООПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Кристаллооптические свойства подчиняются законам геометрической оптики. Они связаны с изменением скорости света, проходящею через прозрачные минералы, и описываются на основе представлений об электромагнитной природе света. В соответствии с этими представ-х
Рис. 38. Электрическое и магнитное поля — компоненты плоскополяризо-ванного электромагнитного излучения
лениями свет характеризуется длиной волны и амплитудой гармонических колебаний электрической и магнитной компонент электромагнитного поля в направлениях, перпендикулярных друг другу и лучу света (рис. 38). В обыкновенном свете колебания происходят перпендикулярно лучу света по всем радиальным направлениям, а в плоскополяризо-
СП
ванном свете они совершаются только в одной плоскости поляризации.
Показателем преломления света п называется отношение скорости света в вакууме (приближенно — в воздухе) с к скорости света в минерале v:
V
Показатель преломления определяется так же, как отношение синусов угла падения i и преломления ir луча на границе двух сред (рис. 39,а):
п = sin i/sin г.
В кристаллах кубической сингонии или в некристаллических телах свет распространяется с одинаковой скоростью во всех направлениях. Показатель преломления таких оптически изотропных кристаллов не
Рве. 39. Преломление света в изотропном (а) и анизотропном (б) кристаллах
зависит от направления проходящего через них луча света. Из точечного источника свет в оптически изотропных кристаллах распространяется волнами, имеющими шаровую поверхность. В изотропной среде направление распространения волны определяется нормалью к касательной на шаровой поверхности и совпадает с направлением радиуса (луча света) к точке касания. Поэтому в оптически изотропных минералах обыкновенный свет не поляризуется. Поляризация света происходит только при прохождении через анизотропные среды, к которым относятся минералы всех сингоний, кроме кубической. При этом естественный (неполяризованный) свет, проникая <в кристаллы, распадается на две плоскополяризованные волны, отличающиеся скоростью света и тем, что у одной в плоскости поляризации происходят колебания электрической компоненты поля, а у другой в перпендикулярной ей плоскости поляризации — магнитной. Световая волна с постоянной скоростью распространения в разных направлениях называется обыкновенной. Ей соответствует постоянный, или обыкновенный, показатель преломления п0. Поверхность ее распространения описывается как шар. Для волны с изменчивой скоростью распространения света в различных направлениях, называемой необыкновенной, характерно непостоянство показателей преломления пе (необыкновенный показатель пре-
60
Рис. 40. Поверхности световых волн для кристаллов средних сингоний
ломления). Поверхность ее распространения в кристаллах средней категории симметрии представляет собой шар, вписанный в эллипсоид, или эллипсоид, вписанный в шар (рис. 40).
В направлении, совпадающем с главной осью симметрии кристаллов, величины обыкновенного и необыкновенного показателей преломления совпадают. В кристаллах средних сингоний возможно только одно такое направление, которое называется оптической осью, а соответствующие кристаллы называются одноосными. Если величина пе>по, то кристалл оптически положителен, а если п0>пе, то оптически отрицателен. Разность между максимальным и минимальным значениями показателей преломления
называется двупреломлением, или двойным светопреломлением. Это явление, открытое Бартолином в 1669 г. и изученное X. Гюйгенсом на спайных выколках исландского шпата, прозрачной разновидности кальцита, обусловлено тем, что две волны со взаимно перпендикулярными плоскостями поляризации имеют разные показатели преломления и неодинаково преломляются, когда входят в кристалл или выходят из не
Рис. 41. Двупреломлеиие света в кристалле исландского шпата. Нат. вел.
го (см. рис. 39, б). Через прозрачный выколок по спайности кристалла исландского шпата отчетливо видны два изображения (рис. 41). Чем толще спайная пластинка, тем более разобщенными оказываются изображения.
Кристаллы низших категорий симметрии характеризуются тремя разными значениями показателей преломления (ng — наибольший;
.61
.ких свойств Ng
Рис. 42. Оптические индикатрисы •одноосного положительного (с) и отрицательного (б) кристаллов
пт — промежуточный; пр — меньший) в различных кристаллографических направлениях и двумя оптическими осями, в связи с чем они называются оптически двуосными. Двуосные положительные кристаллы имеют ng—пт>пт—пр, а отрицательные — пт—np^ng—пт.
Изменения показателей преломления и других кристаллооптичес-анизотропных кристаллов можно наглядно представить с помощью поверхности, построенной на значениях показателей преломления, отложенных в направлениях колебаний световой волны, которая называется оптической индикатрисой.
Для кристаллов кубической сингонии оптическая индикатриса имеет форму шара. Для кристаллов средней категории симметрии Индикатриса имеет форму эллипсоида вращения. Если кристалл оптически положительный, т. е. максимальный показатель преломления совпадает с направлением луча необыкновенного- света, то
эллипсоид вытянут вдоль оптической оси. Для оптически отрицательного кристалла, характеризующегося совпадением направления минимального показателя преломления
Рис. 43. Оптическая индикатриса кристалла низшей категории симметрии
с направлением луча необыкновенного света, оптическая индикатриса представляет собой укороченный эллипсоид вращения (рис. 42). Оптическая ось индикатрисы кристаллов средних сингоний всегда совпадает с главной кристаллографической осью. Оптическая ин-План
Рис. 44. Прозрачный шлиф для микроскопических исследований: 1 — предметное стекло, 2 — покровное стекло, 3 — канадский бальзам, 4 — пластинка кристал-лически-зернистого агрегата минералов
Разрез
дикатриса кристаллов низшей категории симметрии представляет собой трехосный эллипсоид с тремя неравными главными осями Ng, Nm и Np. Два круговых сечения такого эллипсоида располагаются перпендикулярно двум оптическим осям (рис 43). Оптические оси Л1 и Л2 лежат
в плоскости оптических осей Ng—Np, перпендикулярной оси Nm. Угол между оптическими осями Ai и Аг называется углом оптических осей (2V). Двуосный кристалл является положительным, если характеризуется совпадением оси Ng с острой биссектрисой, делящей пополам острый угол (+2V), и отрицательным — при совпадении с тупой биссектрисой, разделяющей пополам тупой угол (—2V). Оси индикатрисы ромбических кристаллов совпадают с кристаллографическими X, У и Z, а у моноклинных — только одна ось индикатрисы совпадает с осью У. У кристаллов триклинной сингонии совпадения между кристаллографическими осями и осями индикатрисы в общем случае нет.
Кристаллооптические свойства минералов широко используются для диагностики минералов и определения их химического состава с помощью специального поляризационного микроскопа. Методы оптической микроскопии основаны на постоянстве крпсталлооптических свойств минералов неизменного состава и их функциональной зависимости от химического состава в минералах изоморфных серий. Например, показатели преломления промежуточных по составу минералов ряда оливина закономерно уменьшаются от фаялита Fe2[SiO4] к форстериту Mg2[SiO4].
Определение кристаллооптических констант проводится преимущественно в прозрачных шлифах, представляющих собой тонкие срезы минералов или пород, толщиной около 0,03 мм, закрепленных с помощью канадского бальзама на предметном стекле и закрытом сверху покровным стеклом (рис. 44). В шлифах изучают также форму, размеры, характер срастаний и количественные соотношения минеральных зерен.
Кроме того, кристаллооптические свойства минералов определяют в иммерсионных препаратах на мелких кристаллах или зернах, которые погружают в иммерсионные жидкости с известными показателями, преломления.
СПЕКТРОСКОПИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Спектроскопические свойства минералов (цвет, блеск и люминесцентное свечение) — это лишь внешнее проявление сложных процессов взаимодействия квантов света с электронами внешних электронных оболочек атомов. Эти процессы сопровождаются поглощением, отражением или излучением, если происходят электронные переходы их из основного в возбужденное состояние и обратно, подчиняющиеся законам квантовой механики. Они возможны при условии резонанса, т. е. совпадения энергии кванта (E=hv) с разницей энергии между возбужденным (£в) и основным (£0) состояниями электронов (Д£=£в—£0} (рис. 45):
hv=AE,
где h — постоянная Планка; v — частота света.
Энергия, необходимая для возбуждения электронов внешних оболочек атомов в минералах, соизмерима по величине с энергией оптических квантов, т. е. находится в пределах от нескольких десятых до нескольких электрон-вольт и значительно превышает диапазон видимой области электромагнитного спектра. Поэтому непосредственно наблюдаемые спектроскопические свойства минералов — только часть процессов поглощения, отражения и излучения, проявляющихся не только в видимой области, но и в прилегающих ультрафиолетовой и инфракрасной областях спектра.
63
возбужденное состояние
Основное состояние
Рис. 45. Схема электронного перехода с основного энергетического уровня £о иа возбужденный Ев с поглощением энергии и, обратно, с излучением
Цвет минералов. Цвет минералов — наиболее яркий и выразительный внешний признак многих минералов. Минералы отличаются чрезвычайным разнообразием цвета и оттенков, (интенсивности и сочности. Для одних минеральных 'видов характерна постоянная окраска, по которой их можно определить почти безошибочно. Достаточно назвать красную киноварь, золотисто-желтый пирит, зеленый малахит, синий лазурит. Другие минералы, такие, как турмалин, берилл, гранат, флюорит, кальцит, могут иметь разный цвет. Например, кристаллы турмалина бывают черного, розового, зеленого, синего, бурого цвета и даже бесцветными.
Во многих случаях минералы имеют однотонную и равномерную окраску. Вместе с тем встречаются минералы многоцветные (полихромные) с пятнистым или закономерным — зональным или секториальным — .распределением окраски разного цвета. Например, иногда один конец кристаллов турмалина черный, другой — зеленый, а середина бесцветная или розовая. В виде полихромных кристаллов нередко встречаются также флюорит, кварц, кальцит, гранат, топаз и др.
Интенсивность проявления окраски зависит от агрегатного состояния и характера поверхности минералов. В крупных кристаллах и грубозернистых агрегатах окраска многих минералов обычно темнее, чем в мелких зернах, тонкозернистых или дисперсных агрегатах. Например, внешне черный гематит в землистых агрегатах имеет вишнево-красный цвет, а почти черный эгирин в тонкоигольчатых агрегатах — светло-зеленый цвет. С другой стороны, золотисто-желтый пирит в землистых агрегатах имеет черную окраску. Прозрачные кристаллы минералов, как правило, слабоокрашены или бесцветны. В дисперсных порошкоза-тых, пористых, землистых и мелкозернистых агрегатах или в кристаллах, содержащих много включений, темные минералы обычно светлее.
Мерой интенсивности поглощения или пропускания света, проходящего через кристалл, служит пропускание	где /0 — интенсив-
ность первоначального потока света, а / — прошедшего через кристалл, и оптическая плотность D = ]gl/T. В соответствии с законом Бугера— Ламберта
I — Io e~at ,
где t — толщина кристалла (см); а — коэффициент поглощения, характеризующий природу минерала.
Отражение света складывается из зеркальной и диффузной компонент. ЙнтенсивностЕ) зеркального отражения R для сильнопоглощаю-щих минералов связана формулой Френеля с показателями преломления п и показателем поглощения [/С]1:
р (»-1)а + (Ма 3е₽К (n+ip+^2 •
Интенсивность диффузного отражения увеличивается с уменьшением размеров зерен в агрегатах и пропорциональна коэффициенту поглощения. Измерение интенсивности поглощения и отражения света мине-
4 [К]=КХ/4лп, где K=lg/0//А=£>//=0,4343а— линейный коэффициент экстинкции; X — длина волны.
64
у — — — — — - —	_
ралов проводится с помощью специальных, приборов — спектрофотометров, позволяющих определять зависимость этих параметров от длины волны света, графическое выражение которой называется оптическим спектром поглощения или отражения (рис. 46). Максимумы на оптических спектрах поглощения отвечают спектральной области поглощения, а минимум — пропусканию света. Положение полос пропускания и отражения практически совпадает.
Цвет минералов имеет различную природу. В соответствии с систематикой, приведенной в работе А. Е. Ферсмана «Цвета минералов», выделяются следующие основные типы: 1) цвет, обусловленный целиком особенностями химического состава, кристаллической структуры, присутствием примесей-элементов — хромофоров или дефектностью
Рис. 46. Спектр поглощения света и его параметры
минералов (идиохроматизм, или собственная окраска); 2) цвет, связанный с механическими включениями яркоокрашенных посторонних минералов (аллохроматизм, или чужеродная окраска); 3) цвет, вызванный явлениями рассеяния или интерференции света (псевдохроматизм, или ложная окраска). Нередко в одном минерале окраска является сочетанием всех этих типов хроматизма.
Идиохроматизм минералов определяется степенью перекрытия видимой области спектра полосами поглощения света. В зависимости от этого одни минералы прозрачны или слабоокрашены, другие, наоборот, непрозрачны, имеют яркие окраски или обладают сильным отражением разной тональности от стально-серого до медно-красного и золотисто-желтого.
Различным видам окраски соответствует определенная степень перекрытия видимой области спектра полосами поглощения различной • природы (рис. 47). В коротковолновой части оптических спектров минералов располагается полоса собственного поглощения света (основная полоса), связанная с возбуждением валентных электронов, которая характеризуется очень высокой интенсивностью. В соответствии с теорией молекулярных орбиталей, поглощение света в этой полосе отвечает переходам электронов с уровней связеобразующих орбиталей на Уровни антисвязывающих состояний. Согласно зонной теории, основная полоса поглощения соответствует электронным переходам из валентной зоны в зону проводимости. Положение длинноволнового края этой полосы в оптическом спектре отвечает ширине запрещенной зоны и ми-
3 Л. В. Мидовский. О. В. Кононов
65
нимальной энергии перехода. Ширина запрещенной зоны зависит от типа химической связи. У минералов с металлическими или ковалентно-металлическими типами связи (большинство сульфидов, все метал-
лы, часть окислов) она менее 2 эВ, у минералов с ковалентной связью — 2—3 эВ (часть неметаллов, сульфидов и окислов), а у минералов с ионной и ионно-ковалентной связями (соли, многие окислы и силикаты) — больше 4—5 эВ. Поэтому у минералов первой группы основная полоса поглощения полностью перекрывает видимую
30000 25000 20000 15000 10000 СМГ уф I,, видимая д. ик область
Рис. 47. Виды идиохроматической окраски минералов и степень перекрытия видимой области спектра полосами поглощения:
I — собственная окраска непрозрачных минералов с сильным отражением света и металлическим блеском; II — собственная окраска с частичным перекрытием прозрачных минералов с сильным алмазным блеском; III — хромофорная окраска минералов с переносом заряда и d-переходами; IV — хромофорная окраска минералов с /-переходами на ионах .редких земель и труппах UO22+; V — дефектная окраска минералов с электроино-дырочными центрами, молекулярными ионами и свободными радикалами
Рис. 48. Примеры спектров поглощения минералов с собственной и хромофорной окраской
область, м они непрозрачны, но характеризуются сильным отражением разных цветов и оттенков; их разнообразие связано с неодинаковым отражением в разных частях спектра. У минералов второй группы видимая область перекрыта лишь частично, и они имеют яркую окраску. У третьей группы минералов основная полоса поглоще-
, ния находится далеко в ультрафиолетовой области. Значительная часть из них в видимой области прозрачна или бесцветна. Примером, иллюстрирующим зависимость окраски и отражения от ширины запрещенной зоны и степени пе-
г» г»
рекрытия ею видимой области спектра, может служить ряд сульфидов As, Sb и Bi (рис. 48).
Полосы переноса заряда между видообразующими или примесными ионами разной валентности, а также между анионами и металлом переходной группы в комплексных анионах характеризуются симметричностью. Положение этих полос в спектре зависит от типа химической связи, координации и расстояния между ионами. Частичное перекрытие видимой области полосами переноса заряда между Fe2+ и Fe3+ служит причиной бурой или зеленой окраски многих железосодержащих -силикатов. Интенсивность полос зависит от концентрации ионов и их положения в кристаллической структуре, чем объясняется плеохроизм многих минералов, например кордиерита, роговой обманки, турмалина, биотита и др. Переносом заряда в комплексных анионах вызвана яркая окраска в видимой области хроматов, молибдатов и вольфраматов -свинца.
С примесью разновалентных ионов в минералах, образующих локальные донорно-акцепторные уровни в запрещенной зоне, связаны электронные переходы и соответствующие им полосы поглощения. Энергия перехода между донорно-акцепторными уровнями меньше ширины запрещенной зоны, и поэтому полосы поглощения смещены относительно основной полосы в длинноволновую область. Например, с переходами в донорно-акцепторной паре Си+—Ga3+ связывается оранжевый цвет (полоса 2,42 эВ), а с переходом между валентной зоной и ионом Sn4+ (полоса 2,18 эВ) и в паре Си+—Яп3+ (полоса 2,35 эВ) — красный цвет сфалерита.
С переходами между уровнями d-электронов элементов переходных групп связаны полосы в спектрах кристаллического поля, вызывающие окраску большинства минералов с ионным типом химической связи вследствие частичного перекрытия видимой области одной или несколькими полосами поглощения умеренной интенсивности. Положение и интенсивность этих полос поглощения в спектрах описываются для минералов с существенно ионной связью в рамках теории кристаллического поля лигандов и определяются степенью расщепления d-уровней, распределением между ними электронов и вероятностью переходов. Эти параметры зависят от силы кристаллического поля, его локальной симметрии. Существенно влияют на них природа и заряд лигандов (F—Ci— —Н2О—S—...), межатомные расстояния и степень ионности-ковалентности химической связи. Именно поэтому разные минералы, содержащие один и тот же хромофор, часто отличаются по цвету (см. рис. 48). Например, у хромсодержащих минералов красного цвета — рубина, пиропа, шпинели — расстояние между ионами Сг2+ и О2- меньше, чем у зеленых минералов — уваровита и изумруда; соответственно у зеленых минералов полосы поглощения смещены в длинноволновую область таким образом, что красная часть спектра оказывается перекрытой, а полоса пропускания приходится на зеленую область спектра. Аналогично, у азурита узкая полоса пропускания находится в синей части спектра, а у малахита — в зеленой. Это согласуется с большим расщеплением d-уровней иона Си2+ в октаэдрическом комплексе азурита по сравнению с малахитом, в котором Си2+ окружен 4 ионами кислорода. Окраска многих минералов связана также с ионами Ti3+, Мп2+, Со3+, Ni3+ и другими переходными элементами.
Очень характерна окраска, обусловленная переходами между уровнями /-электронов редкоземельных ионов и актиноидов. Узкие полосы поглощения, обусловленные переходами на ионах TR3+, вызывают слабую окраску. С ионами TR2+ связаны более широкие полосы. И те и
.3*
67
другие являются причиной примесной окраски флюорита, ангидрита, шеелита и других минералов. Яркая желтая и желто-зеленая окраска многих урановых минералов связана с переходами на комплексных ионах уранила (UO2)2+.
Окраска, обусловленная электронными переходами на различных дефектах, играющих роль электронно-дырочных центров, характеризуется широкими полосами поглощения относительно невысокой интенсивности. К ним относятся: 1) центры окраски, связанные с анионными вакансиями (F-центры); характерны для галоидов (галит, флюорит); 2) примесные ионы с аномальным зарядом вследствие захвата электрона или дырки, например (РЬд+)’	-* (Pbj^)* в амазоните;
(Y&2+X + ё -* (ус^2+)х в ангидрите и т. д.; 3) анионы, захватившие электрон или дырку, например дырочный центр (О2) xA-h+~+-—>-(О~)‘, обнаруженный в карбонатах, боратах и некоторых силикатах; 4) молекулярные ионы, захватившие электрон или дырку, например S2+e—>-(S2)' в содалите; 5) свободные радикалы, образовавшиеся в результате захвата комплексными анионами электрона или дырки, например [СО2-3]х+й+-->-[СО-3]’ в кальците.
Ионизация способствует образованию окраски этого типа, а нагревание ведет к обесцвечиванию. Примером может служить радиационно-стимулированная дымчатая окраска мориона, которая разрушается при нагревании.
Аллохроматизм минералов обусловлен их фазовой неоднородностью — механическими включениями, имеющими яркую или более темную окраску. Например, красивая переливающаяся красновато-бурая окраска авантюрина связана с примесью чешуек железной. слюдки — гематита Fe2O3 — в кварце. Розовая окраска ортоклаза также связана с примесью гематита, являющегося продуктом распада твердого раствора. Зеленый цвет шеелита часто связан с примесью малахита, приуроченного к тонким трещинам, а темно-серый цвет — с тончайшими чешуйками молибденита. Пигментирующие включения могут распределяться равномерно, пятнами пли строго по зонам и секторам роста. В этом отношении характерны кристаллы хиастолита — андалузита, в котором пигментирующие битумы образуют закономерные фигуры.
Псевдохроматизм минералов имеет интерференционную природу и проявляется в побежалости, опалесценции и иризации. Побежалость — это обычно пестрая или радужная окраска минералов, наблюдающаяся только на измененной поверхности или на сколах по трещинам, вдоль которых образуется тонкая пленка вторичных минералов, например при окислении. Яркая фиолетовая и синяя побежалость настолько характерна для борнита CugFeS^ что вполне оправдывает его старинное название — пестрая медная руда. Желтая, зеленоватая и красная побежалость свойственна халькопириту CuFeS2, а темно-синяя — антимониту Sb2S3. Интерференция на тонких пленках гидроокислов железа вызывает красивую радужную побежалость кварца.
Опалесценция характерна для опала, имеющего глобулярное строение. Интерференция возникает только у благородных разновидностей этого минерала, отличающихся закономерной плотнейшей упаковкой глобулей, соизмеримых с длиной волны видимого света. Шелковистая опалесценция иногда наблюдается у тонковолокнистого бледноокра-шенного рубеллита, в котором толщина волокон также соизмерима с длиной волны видимого света.
Иризация обнаруживается в полупрозрачных минералах, содержащих ориентированные включения посторонних минералов. Например,
яркая желто-зеленая и синяя иризация лабрадора связывается с интерференцией на мельчайших ориентированных пластинчатых включениях ильменита. Иногда иризация возникает в тонкочешуйчатых минералах, например в мусковите, в результате интерференции на границах с включениями других минералов или на воздушных прослойках. Голубая иризация лунного камня связывается с включениями альбита в ортоклазе.
Цвет черты. Минералы, имеющие не очень большую твердость (<5,5—6), оставляют на шероховатой фарфоровой пластинке черту, по цвету иногда отличающуюся от цвета минерала в кристалле. Цвет черты, т. е. цвет минерала в порошке, служит более устойчивой характеристикой окраски и поэтому широко используется в диагностике. Типичны вишнево-красная черта для гематита и блестящая золотистожелтая для золота.
Окраска минерала имеет большое диагностическое значение, поскольку она отражает особенности структуры и состава минералов. Она используется для определения содержания, валентности и формы вхождения элементов-хромофоров, а также для выявления разнообразных несовершенств строения минеральных индивидов. По окраске можно также судить о генетическом типе месторождения, температуре или окислительно-восстановительных условиях минералообразования.
Окраска минералов имеет важное значение как поисковый признак различных руд. Зеленые и синие примазки малахита и азурита указывают на нахождение медных руд, розовые порошковатые налеты эритрина — на руды кобальта, бурые и ржавые окраски гидроокислов железа дают возможность сделать вывод о нахождении зоны окисления рудного месторождения. Синяя окраска галита часто указывает на присутствие сильвина и карналлита. Черная, темно-фиолетовая окраска флюорита свидетельствует об ассоциации с ним радиоактивных минералов, а болотно-зеленый турмалин в гранитных пегматитах — о возможном нахождении редкого минерала цезия — поллуцита и т. д. А. Е. Ферсман писал по поводу цвета минералов: «Особенно внимательно должен подумать о цвете минералов геохимик-разведчик, полевой исследователь, для которого окраска минералов является первым признаком находки месторождения полезных ископаемых и опытный глаз которого дороже всего».
Блеск минералов. Отражение света от поверхности минералов воспринимается как блеск различной интенсивности.^ Блеск связан с отра-жатШьнбй способностью, которая выражается как отношение интенсивности отраженного света 1\ к падающему /0 (в%): Я = Ш'1о, и показателем преломления. На ровных сколах по спайности, на гранях или на полированной поверхности кристаллов пли .кристаллически-зер-нистых агрегатов с размером индивидов свыше 0,5 мм наблюдается блеск различной интенсивности и качества. Для прозрачных и полупрозрачных минералов с низким и умеренным показателем преломления (п=1,3—1,9) и низкой отражательной способностью (R = 2—9%) света характерен стеклянный блеск, для минералов с более высоким показателем преломления (п=1,9—3,2) и отражательной способностью (7?=9—27%) — алмазный. Непрозрачные минералы с низким показателем преломления и низкой отражательной способностью также характеризуются стеклянным блеском, а с более высокими значениями п и R (1,9—2,6 и 9—20 соответственно) — полуметаллическим блеском. Минералы с металлическим блеском имеют показатель преломления свыше 2,6, а отражательную способность — более 20%.
На неровной поверхности кристаллических агрегатов, а также на
69
матовой поверхности скрытокристаллических и аморфных агрегатов наблюдается восковой и тусклый блеск; жирный блеск характерен для прозрачных, а смолистый — для непрозрачных минералов. У многих минералов, имеющих волокнистое строение, обнаруживается шелковистый блеск (например, у гипса-селенита, хрнзотил-асбеста), а у чешуйчатых минералов обычно наблюдается перламутровый блеск (мусковит, аурипигмент, гидраргиллит).
Блеск зависит от типа химической связи. Металлический блеск имеют минералы с металлической и ковалентно-металлической связью, алмазный — минералы с ковалентной связью, а стеклянный — с ионной. Блеск — важнейший диагностический признак минералов.
Люминесценция минералов. Некоторые минералы при радиационном или другом внешнем воздействии могут излучать свет; способность к такому излучению называется люминесценцией. Обычно люминесценцию минералов наблюдают при возбуждении ультрафиолетовым или видимым светом (фотолюминесценция), рентгеновскими или катодными лучами (рентгено- и катодолюминесценция соответственно). В минералогии широко используется также термическое возбуждение (термолюминесценция). Люминесценция может возникать в электромагнитном поле (электролюминесценция), а также при механических деформациях (триболюминесценция) и росте кристаллов (криста ллолюминес-ценция) и т. д.
Люминесцентное свечение характеризуется возбуждаемостью, цветом, интенсивностью и длительностью. Люминесценция .возникает только в случае поглощения энергии, необходимой для электронных переходов с уровней основного состояния на возбужденные уровни, и последующего перехода.
Возбуждаемость люминесценции определяется оптимальной величиной возбуждающей энергии. Для фотолюминесценции она составляет несколько электрон-вольт; соответствующие полосы возбуждения в спектрах люминесценции обычно располагаются в ультрафиолетовой (УФ), реже в коротковолновой части видимой области. Люминесцентное свечение одних минералов возбуждается лишь коротковолновой частью УФ-света, что характерно, например, для шеелита Ca[WO4]. Другие, например рубин (А1, Сг)2О3, люминесцируют при облучении длинноволновым УФ-светом. Многие минералы возбуждаются в широком диапазоне длин волн, например марганецсодержащий кальцит. Число рентгено- и катодолюминесцирующих минералов значительно больше, чем возбуждающихся в ультрафиолетовом свете. Некоторые нелюми-несцирующие минералы после специальной обработки становятся лю-минесцирующими.
Цвет и интенсивность свечения минералов разнообразны, и широко варьируют у представителей различных минеральных видов. Известны минералы с фиолетовым свечением (флюорит), синим (шеелит), голубым (алмаз), зеленым (отеннт), желтым (повеллит), оранжевым (содалит), красным (рубин) и всех промежуточных тонов и оттенков. Нередко один и тот же минерал может светиться разным цветом. Так, у кальцита обнаружено красное, оранжевое, желтое, зеленое, голубое и белое свечение. Флюорит может иметь не только фиолетовую, но и зеленую люминесценцию. Разнообразный цвет люминесценции установлен также для апатита, шеелита, циркона, алмаза, лазурита и других минералов. Иногда различное по цвету и интенсивности свечение обнаруживается в пределах даже одного кристалла. Например, внешние зоны роста кристаллов кальцита часто имеют более яркое оранжево-красное свечение, чем центральные части. Для зо-
нальных кристаллов молибдошеелита характерна смена желтого свечения белым и голубым от центра к периферии. В алмазе голубая и желтая люминесценция обычно приурочена к различным секторам роста.
Цвет и интенсивность люминесцентного свечения определяются прежде всего природой явления, однако их непосредственное восприятие зависит также от степени совмещения полос излучения с диапазоном видимой области. Электронные переходы сопровождаются неизбежными энергетическими потерями, т. е. энергия излучения меньше энергии возбуждения. Поэтому в спектрах люминесценции полосы излучения всегда смещены в длинноволновую область относительно полос возбуждения и, как правило, находятся целиком или частично в видимой области. Только в некоторых случаях полосы излучения располагаются в ультрафиолетовой или инфракрасной области спектра. Интенсивность люминесценции при нагревании минералов уменьшается, а при охлаждении обычно увеличивается; некоторые минералы люми-несцируют только при очень низкой температуре, например вульфенит РЬ[МоС>4]. В случае термического возбуждения люминесценции интенсивность и цвет свечения меняются с ростом температуры.
Длительность люминесцентного свечения наблюдают после прекращения возбуждения и в зависимости от этого различают флюоресценцию и фосфоресценцию. Если кратковременное послесвечение (обычно т<п-10~2 с) не зависит от температуры, то оно относится к флюоресценции. Если длительность послесвечения (обычно т>п-10~2 с) увеличивается при охлаждении и уменьшается при нагревании, то имеют дело с фосфоресценцией. Большинство люминесцирующих минералов обладает флюоресценцией и только часть из них — явно .выраженной фосфоресценцией. Длительная фосфоресценция характерна для кальцита с белой люминесценцией, для псевдоморфоз кальцита по арагониту, для барита с желтой люминесценцией, для флюорита с зеленоватым свечением, для многих бесцветных боратов и т. д. Многие минералы фосфоресцируют при рентгеновском возбуждении.
Характер и типы электронных переходов и связанные с ними люминесцентные свойства минералов определяются природой центров люминесценции, представляющих собой точечные примесные или структурные дефекты. В одних случаях процессы поглощения возбуждающей энергии и ее излучение происходят в пределах центров, а в других — с передачей энергии между центрами.
В большинстве люминесцирующих минералов центрами люминесценции служат ионы переходных металлов, таких, как Мп2+, Сг3+, и редких земель TR2+ и TR3+. Люминесценция в этих центрах связана с электронными переходами между d- или /-уровнями, расщепленными кристаллическим полем. С Мп2+-центрами связана довольно широкая полоса оранжевой или красной люминесценции с максимумом около 600 нм в таком распространенном минерале, .как кальцит (рис. 49, а), а также в 'волластоните, ангидрите, апатите, сподумене и др. Ион Сг3+, замещающий позиции алюминия, ответствен за красное свечение рубина и благородной шпинели, александрита, изумруда, кианита и др. С примесью Еп2+ во флюорите связана полоса фиолетовой люминесценции с максимумом 425 нм, а с примесью Yb2+ — желто-зеленая полоса (1Изл = 540 нм), которая возбуждается только при низкой температуре (рис. 49, б). Узкие линии люминесценции во флюорите, апати ге, монаците, цирконе, шеелите и других минералах обусловлены переходами .на ионах TR3+ (рис. 49,в).
Люминесценция большой группы минералов связана с переходами в пределах «молекулярных» центров. Они представлены комплекс-
ним катионом (иО2)2+ во миогих гипергенных минералах урана с яр-
ко-зеленым свечением (рис. 49,ж), а также центрами S2 и О2 , харак-
терными, например, для барита с желто-оранжевым свечением, для скаполита с красной люминес-
Рис. 49. Спектры возбуждения (/) и излучения (2) различных центров люминесценции в минералах:
а — спектры люминесценции Мп2+ в кальците; спектры излучения двухвалентных (б) и трехва-лентиых (в) редкоземельных ионов во флюорите;
ценцией и др. (рис. 49,г).
Люминесценция, обусловленная электронными переходами в анионных кислородных тетраэдрических комплексах переходных элементов, более всего характерна для молибдатов и вольфраматов кальция. Широкие полосы голубой люминесценции шеелига Ca[WO4] и желтой — повеллита Са[МоО4] и молиб-дошеелита Ca[(W, Мо)О4] возбуждаются в отличие от многих других минералов только в далекой УФ-области (рис. 49, з).
Заслуживает упоминания рекомбинационная люминесценция, которая происходит при рекомбинации возбужденных донорно-акцепторных пар в некоторых сульфидах (сфалерит, киноварь, реальгар) и алмазе. Голубая люминесценция сфалерита связывается с переходами в ассоциированном центре: катионная вакансия (Vzn2+) " и примесь (Ga3+)‘, желтая — в центре: ион (Cu+zn)' и анионная вакансия (Vs2—)• а красная — в центре; (С<2+)' и (Gazn2+)‘ или
(Jnl+2+).
С донорно-акцепторными парами типа (Va,) ’' — — (Vk)" связана также рекомбинационная люминес-
молекулярных ионов О2 в ангидрите (г) и S2 —в гакманите (<Э), иона РЬ2+ в кальците и (1Ю2)2+ в тюямуните; з — спектры люминесценции тетраэдрических анионов [W3+O4]3- в шеелите (слева) и [Мо5+О4]3~ в повеллите и молибдо-шеелите (справа)
ценция киновари и реальгара. Люминесценция алмаза объясняется рекомбинационными переходами в ассоциативных центрах типа (N^+4+)-— (А1|+4+)' — линии голубого свечения,(N^+4+);— —(Vc4|.)"" — линии желтого
свечения и др.
Люминесценция используется в диагностике минералов, если центрами свечения служат видообразующие катионы и анионы, такие, как (UO2)2+ в урановых слюдках, [WO4]2^ и [MoCU]2- в минералах ряда шеелит — повеллит. Особенно надежна люминесцентная диагностика по спектрам возбуждения и излучения. С помощью люминесценции облегчается экспрессная диагностика минералов, представленных землистыми агрегатами или мелкими зернами, например в шлихах.
Люминесцентные свойства минералов используются для оценки содержания и выявления форм вхождения различных примесей — активаторов люминесценции, в том числе для определения их валентности, координации и локальной симметрии.
По люминесцентным свойствам сравнительно легко выявляется принадлежность <к различным генетическим типам месторождений шеелита, апатита, флюорита, кальцита и других минералов, а также проводится оценка температурных и других условий минералообразования.
Термолюминесценция служит для оценки относительного возраста осадочных и магматических пород. Различия в люминесцентных свойствах используются также при сортировке алмазов, в фазовом анализе шеелитовых руд, а также в процессах их обогащения.
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Воздействие на минералы электрических потенциалов, электрического или электромагнитного поля, нагревание или механические деформации сопровождаются различными электрическими процессами, ведущими к возникновению зарядов и разнообразных электрических свойств.
Электропроводность, мерой которой служит удельное электросопротивление р или удельная электропроводимость о=1/р, представляет собой одну из фундаментальных физических характеристик минералов, поскольку она непосредственно отражает их природу, тип химической связи и все особенности химического состава, структуры и дефектности, т. е. их электронное строение. В зависимости от величины электропроводности и типа электронного строения, описываемого в рамках зонной теории, все минералы подразделяются на проводники с р= = 10-6—102 Ом, полупроводники с р= 103—1010 Ом и диэлектрики с р= = 1010—1017 Ом. К минералам-проводникам относятся главным образом самородные металлы с металлическим типом химической связи. Валентная зона у проводников занята электронами наполовину и частично перекрывается зоной проводимости. У диэлектриков валентная зона целиком занята электронами. От зоны проводимости она отделена широкой зоной запрещенных состояний с энергией несколько электрон-вольт. Полупроводники отличаются сравнительно узкой зоной запрещенных состояний (обычно менее 3 эВ) и частичным заполнением электронами зоны, лежащей ниже зоны проводимости. Если в частично-заполненной зоне число электронов невелико, то они относятся к п-типу с электронной проводимостью, а если преобладают, то к p-типу с дырочной проводимостью.
Электропроводность металлов уменьшается с ростом температуры if обычно увеличивается с повышением концентрации примесей. В полупроводниках электропроводность особенно зависит от содержания Примесей и структурных дефектов и резко увеличивается с ростом температуры. Собственная проводимость полупроводников связана с переходом при нагревании части электронов из валентной зоны в зону проводимости с образованием равного числа свободных электронов и
73
дырок. Примесная проводимость обусловлена ионизацией изоморфных примесей с избыточными зарядами. Например, в сфалерите примесь (Си+2+)/ создает избыточный отрицательный заряд, a (Ga|^2+)‘ — положительный: первая служит донором, вторая — акцептором. Кроме того, избыточные заряды возникают в нестехиометричных минералах. В полупроводниках и диэлектриках при высоких температурах возможна также ионная проводимость, которая осуществляется по вакансион-ному механизму.
Для определения типа проводимости в полупроводниковых минералах — сульфидах и окислах — обычно используют метод термо-ЭДС. Для этого один участок или 'конец минерала нагревают до определенной температуры, а температура другого конца остается постоянной, в результате чего между ними возникает разность электрического потенциала с положительным или отрицательным знаком на нагретом конце.
1 Зависимость электрических свойств от содержания примесей и не-стехиометричности состава полупроводниковых минералов используется для изучения деталей внутреннего строения этих минералов. Для некоторых минералов установлена связь типа проводимости с морфологическими особенностями и положением в рудных телах и температурой образования. Например, для высокотемпературного пирита пента-гон-додекаэдрического габитуса характерна «-проводимость, а низкотемпературный пирит кубического габитуса имеет р-проводимость, причем он приурочен к участкам с максимальной концентрацией золота.
Изучение электропроводности минералов проводится также в связи с применением электрических методов в разведочной геофизике, так как рудные залежи обычно имеют большую электропроводимость по сравнению с вмещающими породами. При интерпретации электрофизических аномалий необходимо учитывать, что электропроводность пород зависит не столько от свойств минералов, сколько от характера срастаний проводящих и .непроводящих минералов. Некоторые минералы, такие, как халькопирит, пирротин, графит, чаще образуют токопроводящие срастания, чем, например, галенит и магнетит. Необходимо также иметь в виду, что поровые растворы являются электролитами и могут выполнять роль электрического проводника между рудными минералами.
Поляризация и диэлектрическая проницаемость минералов связаны со смещением положительных и отрицательных зарядов в противоположные стороны под действием электрического поля. Поляризация возникает в минералах-диэлектриках и не сопровождается электронной проводимостью. Различают электронную (асимметричное смещение электронов относительно ядер), ионную (смещение ионов разного знака), ориентационную (ориентация диполей) поляризации. Мерой поляризации служит диэлектрическая проницаемость. Примеси и дефекты практически не влияют на диэлектрические свойства. С поляризацией связана электризация минералов, т. е. появление на их поверхности электростатических зарядов того или иного знака. В случае контакта с поверхностью минерала, имеющей противоположный заряд, происходит притяжение минеральных частиц. В отличие от них проводящие минералы на контакте, например, с заземленной поверхностью отдают отрицательный заряд и приобретают положительный, в результате чего происходит отталкивание. Эти различия между минералами-диэлектриками и проводящими минерала’ми (обычно рудными) используются в обогащении методом электростатической сепарации.
Электростатические заряды на поверхности минералов-диэлектри-
Рис. 50. Фрагмент структуры кварца из ионов кремния ( + ) и кислорода (—) (с) и пьезоэлектрический эффект при деформации кристалла кварца параллельно н перпендикулярно оси 2-го порядка (б)
ков возникают также в результате термических и механических воздействий. Хорошо, например, известна электризация кристаллов самородной серы при трении о шерстяную материю или (кожу, после чего к ним прилипают кусочки бумаги; возникший электростатический заряд отклоняет листочки электроскопа.
Специального внимания заслуживают особые случаи проявления диэлектрических свойств, которые обнаруживаются в диэлектрических кристаллах с полярными осями симметрии, т. е. без центра симметрии. К ним относятся пиро- и .пьезоэлектрический эффекты.
Пироэлектричество проявляется в возникновении зарядов разного знака на противоположных концах кристалла при нагревании. Особенно эффектно это свойство выражено у турмалина. Синтетические пироэлектрические кристаллы используются в качестве преобразователя тепловой энергии, в электрическую, .например в солнечных батареях. Они являются также чувствительными индикаторами очень малых изменений температуры, служат преобразователями инфракрасного излучения в видимое в тепловизорах и т. д.
Пьезоэлектричество возникает в кристаллах при механическом усилии вдоль или поперек одной из полярных осей симметрии. При сжа
тии на противоположных гранях кристалла появляются электрические заряды разного знака; при растяжении знак зарядов меняется на обратный. Этот эффект был впервые обнаружен на кристаллах кварца. В каркасной структуре тригонального кварца положительные ионы кремния чередуются с ионами кислорода таким образом, как это показано на рис. 50. Если внешнее давление направлено вдоль полярной оси 2-го порядка (с ней совпадает одна из электрических осей хи х2 или х3), то ионы смещаются с образованием диполей. В результате на гранях, нормальных к этим направлениям, возникают противоположные по знаку заряды. В случае приложения к пьезоэлектрическому кристаллу переменного тока происходит его сжатие и растяжение с соответствующей частотой. Пьезоэлектрические кристаллы используются в качестве генератора ультразвуковых колебаний, для стабилизации ультразвуковых и электромагнитных волн, в подводной связи и радиолокации, для .измерения давления в стволах орудий ,и цилиндрах двигателей и т. д.
Г Наибольшее практическое значение среди минералов, обладающих пьезоэлектрическими свойствами, имеют совершенные кристаллы кварца, горного хрусталя и мориона, в которых отсутствуют дофинейские и бразильские двойники. Ввиду дефицита природного пьезокварца используют синтетический кварц, а также искусственные соединения, главным образом сегнетову соль. Пьезоэлектрические свойства обнаружены также у турмалина, каламина, борацита и др.
МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА
Магнитные свойства минералов возникают и проявляются в магнитном поле. Только немногие минералы обладают высокой матнитно-стью, или намагниченностью, достаточной, чтобы притягивать магнитную стрелку, магнитные порошки или железные опилки. Большинство же минералов проявляет магнитные свойства только в сильном магнитном поле с высокой напряженностью. Магнитная ‘индукция, которую создает магнитное поле, изменяется в присутствии минерала. Мерой ее изменения служит магнитная проницаемость минералов рм и связанная с ней магнитная восприимчивость х= (Цм—1), которая определяет зависимость возникающей в минерале намагниченности М от напряженности магнитного поля Н:
М = %Н, или % =	. I
л Н ?
Магнитная восприимчивость и соответственно намагниченность зависят от числа неспаренных электронов, .каждый из которых характеризуется определенным магнитным моментом (спином), или магнетоном Бора:
Гв .	»
4m л
где е — заряд, пг — масса электрона, h — постоянная Планка. В зависимости от величины магнитной восприимчивости и намагниченности минералов и характера их изменчивости в магнитном поле различной напряженности при нагревании или охлаждении выделяют несколько типов минералов, соответствующих различным видам магнетизма.
Парамагнетизм. Минералы-парамагнетики характеризуются тем, что в их состав входят ионы с неспаренными электронами (в основном элементы с незаполненными d- или /-уровнями) и хаотичной ориентацией спинов. Поэтому в отсутствие магнитного поля магнитные моменты скомпенсированы и минералы не обнаруживают намагниченности. В магнитном поле вследствие ориентации спинов минералы намагничиваются положительно и притягиваются в направлении магнитного поля. Пси нагцевании парамагнитных минералов, вследствие разупоря-дочения спинов, намагниченность и магнитная восприимчивость уменьшаются. С ростом напряженности магнитного поля намагниченность увеличивается. К парамагнетикам относятся умеренно магнитные минералы — ильменит, тематит, хромит, вольфрамит, сидерит, пиролюзит, а также железосодержащие силикаты.
Диамагнетизм. Минералы-диамагнетики отличаются отрицательным значением магнитной восприимчивости, которая почти не зависит от напряженности магнитного поля и температуры, уменьшается в магнитном поле и выталкивается из него. Наиболее сильно диамагнитные свойства проявлены у самородного висмута, графита, в меньшей степени — у самородного серебра и золота, флюорита и кальцита, кварца и др.
Ферромагнетизм. Минералы-ферромагнетики содержат ионы переходных элементов с неспаренными спинами, магнитные моменты которых ориентируются кристаллическим полем в пределах магнитных доменов-, их можно уподобить микромагнитам размером от микрометра до миллиметра. Магнитные моменты доменов в отсутствие магнитного поля имеют различную ориентацию, и поэтому намагниченность, например чистого самородного железа, не проявляется. В магнитном поле доме-
яЦ, подобно спинам в парамагнетиках, ориентируются, что вызывает высокую намагниченность. После снятия магнитного поля происходит разориентация доменов у одних минералов сразу, у других — спустя некоторое время, а у третьих — сохраняется остаточная намагниченность. Это связано с разной подвижностью магнитных доменов в разных минералах, зависящей от наличия дислокаций, включений других минералов, например продуктов распада твердых растворов, зональности или 1мозаичйости кристаллов и других -неоднородностей. Стабильность остаточной, намагниченности выражается через энергию, которую необходимо затратить для размагничивания, называемую коэрцитивной силой. Минеральцферромагнетики характеризуются высоким положительным значением магнитной восприимчивости, сильно зависящей от напряжения магнитного поля и температуры. Так же, как в парамагнетиках при нагревании происходит спиновое разупорядочение, в ферромагнетиках разориентируются магнитные домены и при некоторой температуре (точка Кюри) магнитные моменты полностью компенсируются и намагниченность исчезает: ферромагнетик превращается в парамагнетик.
К ферромагнетикам с очень высокой намагниченностью относятся самородное железо, ферроплатина, железосодержащее золото.
* Антиферромагнетизм. Минералы-антиферромагнетики отличаются тем, что под влиянием кристаллического поля спины соседних ферромагнитных ионов имеют антипараллельную ориентировку. Выше некоторой температуры (точка Нееля) происходит частичное разупорядочение, сопровождающееся небольшим увеличением магнитной восприимчивости. К антиферромагнетизм относятся некоторые сульфиды — пирит FeS2, халькопирит CuFeS2, троилит FeS; окислы — ильменит FeTiO3, а также другие минералы, содержащие ионы железа, марганца и некоторых редкоземельных элементов, — турмалин, монацит, ортит, сфен, пирохлор и др.
Ферримагнетизм. Минералы-ферримагнетики, как и антиферромагнетики, характеризуются противоположной ориентацией спинов, но отличаются неполной компенсацией магнитных моментов. Намагниченность ферримагнетиков пропорциональна числу ионов переходных элементов с неспаренными спинами. В магнетите Fe2+Fe23+C>4, например, на элементарную ячейку приходится 8 ионов Fe2+3d6 (К-Ч. = 6), 8 ионов Fe3+3d5 (К. Ч. = 6) и 8 ионов Fe3+3d5 (К. Ч.=4). Спины ионов железа в октаэдрической и тетраэдрической .координации имеют противоположную ориентацию, но они полностью скомпенсированы только у ионов Fe3+ (антиферромагнетизм). У ионов Fe2+ в октаэдрической координации на нижних трех d-уровнях находятся четыре электрона, из которых два антипараллельны, а на верхних — два неспаренных электрона. Таким образом, магнитный момент каждого из восьми ионов Fe2+ равен произведению четырех неспаренных спинов на магнетон Бора, а намагниченность магнетита М, отнесенная к объему элементарной ячейки V и численно равная произведению числа ионов Fe2+A/ на магнитный момент каждого иона (пцв), может быть рассчитана по уравнению
V
Ферримагнитные минералы наряду с ферромагнитными относятся к сильно магнитным минералам, но отличаются меньшим значением намагниченности, что в основном связано с присутствием немагнитных катионов и анионов. Среди них наиболее высокой намагниченностью об-
77
ладает магнетит, легко притягивающий магнитную стрелку. Менее магнитны. титаномагнетит, якобсит, маггемит, кубанит и другие более редкие минералы. Всем им свойственна доменная магнитная структура,, но подвижность доменов очень низкая. Поэтому ферримагнитные минералы характеризуются высокой остаточной намагниченностью и обнаруживают магнитность в отсутствии магнитного поля. Ориентация магнитных моментов в них совпадает с направлением магнитного поля в-момент их образования.	/
«Магнитная память» минералов служит для восстановления направления палеомагнитного поля Земли и широко i/спользуется для реконструкции положения магнитных полюсов в различные геологические эпохи, а также для возрастного расчленения осадочных и вулка-нических пород. Диагностическое значение магнитных свойств минералов ограничено определением только нескольких сильно магнитных минералов — ферро- и ферримагнетиков, обладающих высокой остаточной намагниченностью, которые упомянуты выше.
На основе более детального изучения поведения минералов в магнитном поле разной напряженности возможно разделение минералов на пара- и диамагнетики, а в парамагнитных минералах — определение концентрации парамагнитных ионов (магнитное взвешивание). Изучение магнитных свойств минералов и их температурной изменчивости позволяет определять содержание и характер распределения в кристаллической структуре ионов различной валентности.
По магнитным свойствам может быть определено происхождение некоторых магнитных минералов. Например, ильменит из кимберлитов, траппов, щелочных пород и карбонатитов отличается температурой фер-ри-парамагннтного превращения (точка Кюри), зависящей от содержания магния и хрома. Различие магнитных свойств минералов имеет большое значение при геофизических поисках месторождений железных (магнетитовых) руд, алмазов в кимберлитах, содержащих магнитный ильменит, редкометальных и магнетит-апатитовых руд в карбонатитах и др.
Магнитное разделение минералов и обогащение руд, содержащих ферримагнитные минералы, основаны на контрастности магнитных свойств ,и проводятся в электромагнитных сепараторах с регулируемой, напряженностью неоднородного магнитного поля.
РАДИОАКТИВНОСТЬ
И РАДИАЦИОННЫЕ СВОЙСТВА
Радиоактивностью называется превращение неустойчивых изотопов одного химического элемента в изотопы других с излучением элементарных частиц. Естественной радиоактивностью обладают минералы, в Обстав которых входят радиационно-неустойчивые изотопы урана, горня, радия, радона, калия, стронция и др. Сильная естественная радиоактивность, связанная с радиоактивными изотопами видообразующнх элементов, служит диагностическим признаком минералов урана и тория, например уранинита UO2, торита ThfSiOj], урановых слюдок и т. д. Умеренная и слабая радиоактивности вызваны небольшой примесью изотопов U, Th, а также других радиоактивных изотопов, содержащихся, например, в пирохлоре, самарските, эшините, монаците.
Слабая радиоактивность сильвина, микроклина, мусковита и других минералов калия обусловлена постоянной примесью радиоактивно
го изотопа калия (40К). Незначительная примесь радиоактивных элементов присутствует во многих минералах, горных породах и водах. Иногда в природных газах и водах концентрируется радон. Все это создает естественный радиоактивный фон.
Радиоактивность изучается с помощью специальных приборов—радиометров, а распределение радиоактивных минералов ,в породах и рудах или радиоактивных элементов в отдельных минералах — методом радиографии. Радиография основана на способности радиоактивного излучения засвечивать фотоэмульсию. Если пришлифованный образец плотно приложить к фотопленке, то появившимся на ней черным участкам будут соответствовать выделения радиоактивных минералов, а плотность потемнейия — содержанию в них радиоактивных элементов.	i
В результате радиоактивного распада изменяется изотопный состав элементов за счет накопления продуктов распада. Например, при распаде урана образуются изотопы свинца 206РЬ, 207 РЬ и гелий 4Не («-частицы). При распаде радиоактивного изотопа калия (WK) в минералах накапливаются аргон (40Аг) и кальций (40Са). Распад у каждого радиоактивного изотопа происходит с постоянной скоростью. Зная эту скорость (период полураспада), содержание радиоактивных изотопов и продуктов их распада в минерале, можно определить его абсолютный возраст.
Минералы характеризуются различной радиационной устойчивостью и проницаемостью. Минералы, содержащие радиоактивные элементы или находящиеся в срастании с радиоактивными минералами, претерпевают изменения, вызванные «-частицами и осколками спонтанного деления ядер. Вдоль траектории а-частиц происходит смещение атомов с образованием треков, характеризующихся высокой концентрацией вакансий и интерстиционных атомов; концентрация треков пропорциональна числу распавшихся радиоактивных изотопов, т. е. возрасту минералов.
Нередко участки радиоактивного повреждения располагаются в минералах в виде концентрических сфер, соответствующих участкам торможения а-частиц. Радиус этих сфер отвечает длине пробега а-частиц и достигает почти 50 мкм. Цвет радиационных колец связан с ионизацией возникающих дефектов и образованием радиационных центров окраски. Радиационные кольца особенно часто наблюдаются в слюдах и флюорите.
Метамиктное состояние некоторых минералов, например пирохлора, ортита, циркона, содержащих радиоактивные элементы, также связано с высокой степенью радиационного разрушения их кристаллической структуры.
Радиационная устойчивость и изменчивость минералов имеют важное значение в технологии обогащения руд. При обогащении различных руд радиационными методами широко используется не естественная, а наведенная радиоактивность, возникающая при взаимодействии некоторых элементов с наложенным радиоактивным излучением. Радиационные методы обогащения основаны на регистрации нейтронного или вторичного рентгеновского излучения, а также на различной способности минералов поглощать или отражать радиоактивное у-, ₽- или нейтронное излучение. Особое значение имеют радиационная устойчивость и проницаемость минералов, использующихся в качестве наполнителей бетона, фундамента и защитных стенок атомных реакторов.
Изменчивость минералов под влиянием радиоактивного излучения
79
оказывает также существенное влияние на некоторые физические свойства, например на окраску и прозрачность горного хрусталя, исландского шпата, оптического флюорита и некоторых драгоценных казней.
ТЕРМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА	>
При нагревании минералов входящие в их состав атомы смещаются относительно равновесного положения. Эти смещения в основном имеют характер колебаний определенной частоты. С ростом температуры амплитуда колебаний увеличивается. С изменением расстояния между колеблющимися атомами силы отталкивания и притяжения также меняются, соответственно кинетическая энергия переходит в потенциальную и обратно. Минимальному значению потенциальной энергии для каждого атома (или атомов одного /сорта) соответствует равновесное (теоретическое) положение в структуре. Потенциальная энергия колеблющегося атома увеличивается с температурой. Изменение энергии колебаний зависит также от амплитуды колебаний (т. е. величины смещения атомов относительно равновесного положения), от массы атомов, координационного числа атомов и других факторов.
Теплоемкость минералов Cv определяет величину энергии, которую необходимо затратить, чтобы нагреть 1 моль на 1°. При температуре абсолютного нуля (°К) Cv=0, при более высокой — увеличивается пропорционально Т3, а затем, начиная с некоторой температуры (дебаевская температура), становится постоянной. Дебаевская температура прямо связана с частотой колебания атомов.
Тепловое расширение определяется в основном ростом амплитуды колебаний атомов при нагревании минералов. Соответственно увеличивается расстояние между атомами и уменьшается прочность химической связи. Коэффициент линейного расширения — величина анизотропная и зависит от кристаллической структуры минералов. Тепловое расширение связано также со смещением атомов из равновесного положения и переходом в интерстиционные позиции, т. е. с образованием тепловых дефектов — анионных вакансий и интерстициоиных атомов. Концентрация тепловых дефектов находится в экспоненциальной зависимости от температуры. Поэтому большей концентрации вакансий в структуре минералов соответствует большее тепловое расширение. Для металлов, например, с вакансиями связано увеличение объема при нагревании до температуры плавления на десятые доли процента.
Плавление минералов происходит с увеличением расстояния между атомами и увеличением удельного объема минерала, называемого .свободным объемом.^ Практически все минералы плавятся с увеличением свободного объема на 2—6%. Исключение составляют лед и висмут, имеющие более плотную структуру в жидком состоянии. Теплота плавления — это энергия, которая необходима, чтобы разрушить кристаллическую структуру с образованием расплава при некоторой характерной для каждого минерала температуре плавления. Температура плавления уменьшается с увеличением концентрации точечных дефектов и изоморфных примесей. Если плавление происходит непосредственно путем перехода в жидкое состояние с сохранением состава, то оно называется конгруэнтным. Конгруэнтное плавление характерно для простых по составу металлов, солей, окислов и т. д. В случае образования при плавлении промежуточных фаз, отличающихся по составу от исходного минерала и расплава, плавление называют инкон-
груэнтным. Промежуточные фазы обычно образуются при плавлении^ сложных по составу силикатов, солей и т. д.
Температура и тип плавления точно определяются экспериментально по поглощению или выделению тепла при равномерном нагревании. Задержки в росте температуры при нагревании связаны с процессами поглощения теплоты плавления. Нагревание минералов обычно сопровождается диффузионными перемещениями атомов. В некоторых из них при этом происходят явления разупорядочения, в других — гомогенизация фаз (срастаний продуктов распада твердых растворов), в третьих — фазовые превращения — полиморфные переходы, часто сопровождающиеся увеличением объема, например при полиморфном превращении арагонит-жальцит.
Термическое разложение минералов происходит ниже температуры плавления и выражается в термической диссоциации, например нальцита Са[СОз]->-СаО4-СО2| или гематита Fe2O3->Fez+Fe3+2O4+O2f, и термической дегидратации минералов, содержащих воду, например гипса Cai[SO4]-2H2O-»-Ca[SO4] 4-2Н2О. При нагревании на открытом воздухе, т. е. в окислительной среде, некоторые минералы окисляются или сгорают. В отдельных случаях при нагревании некоторых сульфидов, окислов и солей вместе с их диссоциацией или окислением выплавляется металл (королек).
Сублимация, или испарение, минералов при нагревании наблюдается для самородной ртути, киновари, реальгара, аурипигмента, а также графита, висмута, золота и других металлов, особенно в восстановительных условиях и в вакууме. Нагревание метамиктных минералов сопровождается выделением энергии кристаллизации, приводящей к их сильному перегреву и яркому свечению, наблюдаемому, в частности, у пирохлора, самарскита и т. п.
---Необходимо отметить также влияние нагревания на окраску мине-
ралов. При нагревании некоторые бесцветные минералы железа (сидерит) темнеют, что связано с окислением Fe2+. Минералы с радиационной окраской при нагревании обычно изменяют свой цвет или обесцвечиваются. Например, радиационная окраска зеленого сподумена при нагревании до 250°С переходит в лиловый цвет; при дальнейшем нагревании до 500°С сподумен становится бесцветным. Изучение тепловых свойств и явлений, сопровождающихся при нагревании поглощением или выделением теплоты, а также потерей или ростом массы, проводится методами термического анализа с помощью специальных приборов — пирометров, термографов, термовесов и более сложной аппаратуры (дериватографов). С помощью микрокалориметров измеряются точные термические константы — теплоты плавления, растворения и др.
Изучение термических свойств минералов и сопровождающих их явлений имеет большое значение в диагностике минералов, при определении содержания и форм нахождения воды, валентности ионов, в измерении температур фазовых превращений, диссоциации, дегидратации и плавления. Получение термических констант необходимо для расшифровки реакций природного минералообразования.
Знание термической устойчивости -минералов также важно для выяснения условий их образования и особенно большое значение имеет в технологии переработки минерального сырья.
81
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА И УСТОЙЧИВОСТЬ МИНЕРАЛОВ
При взаимодействии минералов с различными химическими реагентами — в жидком, газообразном и даже твердом состоянии — происходит различное по характеру и степени изменение или разложение минералов. Химическая устойчивость минералов зависит от их конституционных особенностей и избирательно действующих параметров химической среды — концентрации, кислотности-щелочности, окислительно-восстановительного потенциала, температуры и давления. Под влиянием химической среды минералы частично или полностью растворяются, гидратируются, окисляются или восстанавливаются, испаряются, вступают в химические реакции с образованием новых веществ.
Растворимость минералов обычно определяется по отношению к воде или водным растворам кислот (серной, азотной, соляной, плавиковой, уксусной), щелочей (КОН, NaOH) и различных солей (главным образом NajCOs). Минералы, трудно растворимые в водных растворах, предварительно сплавляются с .содой, фосфорной солью, бурой или фтористым натрием для получения сплавов, легко растворимых в воде или водных растворах кислот и щелочей.
Скорость растворения минералов зависит от размера зерен, поэтому предварительно их измельчают и растирают в ступке. При нагревании растворимость минералов также увеличивается. Иногда при растворении минералов на поверхности зерен образуются микрокристаллики новообразованных веществ, которые могут препятствовать полному растворению. Например, при растворении флюорита в растворах серной кислоты на поверхности образуются кристаллы или лучистые агрегаты ангидрита или гипса по реакции
Са F2 + H2SO4 + Н2О-+ Ca[SO4] + CafSOJ • 2Н2 О + H2F2 f .
Точно так же трудно растворимы сульфаты щелочноземельных и других элементов (Sr, Ва, РЬ), и поэтому в минералогических исследованиях серную кислоту почти не используют. При растворении в содовых растворах на поверхности зерен флюорита и шеелита образуются микрокристаллики кальцита. Почти не образуется нерастворимых веществ при растворении минералов в соляной кислоте. Особенно хорошо растворяется большинство карбонатов с выделением пузырьков! углекислоты, некоторых сульфидов с выделением сероводорода, а также тидро-окислов, иногда с выделением хлора (например, при растворении пиролюзита МпОг).
Для растворения сульфидов обычно используют азотную кислоту, иногда в смеси с соляной кислотой; в нагретой смеси 3HCI4-IHNO3 (царская водка), являющейся сильнейшим окислителем, растворяется даже золото и платина. Силикаты растворяют с помощью плавиковой кислоты. Благодаря образованию легколетучего четырехфтористого кремния SiF4 большинство силикатов легко разрушается даже в парах плавиковой кислоты.
Менее всего растворимы минералы в воде. К легко растворимым в воде относятся нитраты, хлориды, фториды, бораты, сульфаты и карбонаты щелочных и некоторых других металлов. Растворимые в воде минералы характеризуются специфическим вкусом — солоноватым (тенардит), соленым (галит), горько-соленым (сильвин), жгуче-соленым (карналлит), вяжущим (халькантит) и т. д.
Грани разных простых форм одного и того же минерала имеют различную растворимость. На растворимость минералов влияют различные структурные дефекты и примеси. Это особенно хорошо видно и используется при травлении минералов в растворах или парах кислот. Благодаря избирательному растворению на поверхности сколов выявляются зональность и другие черты внутреннего строения магнетита, арсенопирита, граната, пирита, двойниковое строение кварца, дислокации и треки на сколах и гранях многих минералов, различные фигуры травления, позволяющие, например, уточнять симметрию кристаллов, определять правые и левые разновидности кварца и т. д.
Различная растворимость минералов применяется в диагностике.. Результаты изучения растворимости минералов используются при анализе условий минералообразования и в технологии переработки минерального сырья.
Окислительно-восстановительные реакции между минералами и различными реагентами происходят в том случае, если в состав минералов входят атомы элементов, .которые могут изменять свой заряд. Окисление или восстановление минералов сопровождается их частичным или полным разрушением и образованием новых веществ, отличающихся плавкостью, летучестью или растворимостью. Нередко они характеризуются специфическим запахом или яркой окраской и поэтому иногда используются в диагностических целях.
Окислительно-восстановительные реакции в растворах нередко сопровождаются образованием цветных продуктов реакции. Так, при растворении шеелита в нагретой соляной кислоте в присутствии восстановителя, например металлического цинка, образуются гидроокис-лы с пяти- и четырехвалентным вольфрамом, имеющие синюю окраску. Эту же реакцию можно получить, если капнуть на поверхность шеелита соляную кислоту и затем энергично растереть это место стальной иглой.
В большинстве случаев нагревание способствует процессам окисления, однако иногда в результате процессов термической диссоциации с выделением кислорода происходит восстановление ионов, как это имеет место в рассмотренном выше примере с реакцией превращения гематита в магнетит.
Окислительно-восстановительные реакции широко распространены в природе, особенно в зоне окисления. Изучение процессов окисления и восстановления минералов важно в технологии переработки минерального сырья.
ПОВЕРХНОСТНЫЕ СВОЙСТВА
Изменение и разрушение минералов в результате разнообразных внешних воздействий обычно начинаются с поверхности минеральных зёрен. Влияние этих воздействий на минералы определяется микромор-фологическими и кристаллохимическими особенностями поверхности и в значительной степени зависит от ее макро- и микронеоднородности, а также дефектности. Различия в поверхностных свойствах разных минералов грубо могут быть определены на ощупь или при растирании между пальцами порошковатых минералов. Различают минералы «сухие», или «тощие», подобные мелу. Они создают неприятное ощущение шероховатости или сухости (порошок серы, гидроокислов железа и т. д.). В отличие от них минералы, подобные тальку, относят к «жир
ным» минералам. Их мельчайшие чешуйки прилипают к рукам (каолинит, монтмориллонит, молибденит и т. д.).
Адсорбционная способность минералов поглощать (адсорбировать) на своей поверхности молекулы или ионы разнообразна по своей природе. Особенно велика адсорбционная способность дисперсных минералов благодаря большой удельной поверхности, измеряемой в единицах площади на единицу массы (см2/г). Различают химическую адсорбцию, с образованием прочных химических связей между адсорбентом и адсорбатом, и физическую адсорбцию, при которой адсорбируемые молекулы могут быть легко удалены. В первом случае адсорбцию можно уподобить образованию химического соединения, содержащего общие атомы, принадлежащие и адсорбенту и адсорбату одновременно. Во втором случае такие соединения не образуются. Гигроскопичность, т. е. поглощение влаги из воздуха нерастворимым минералом, может служить примером физической адсорбции воды (каолинит, галлуазит и другие глинистые минералы). Эти минералы прилипают к языку или влажным губам. В отличие от них некоторые легко растворимые минералы настолько гигроскопичны, что расплываются (карналлит, бишофит и др.).
Смачиваемость минералов зависит полностью от кристаллохимических особенностей и типов нескомпенсированной химической связи, характеризующих поверхность сколов. Гидрофильные минералы легко сманиваются водой в отличие от гидрофобных, которые не смачиваются и вытесняются на границу раздела жидкость — воздух. Это свойство минералов используется при флотационном обогащении руд. Частицы минералов с естественной флотируемостью — гидрофобные рудные минералы — прилипают к пузырькам воздуха, всплывают на поверхность и концентрируются в пене, которая вместе с рудными минералами механически отделяется от гидрофильных минералов. К гидрофобным минералам относят металлы с полностью скомпенсированными зарядами (золото, медь, платина и др.), слоистые минералы с весьма совершенной спайностью и молекулярные кристаллы со слабыми водородными или ван-дер-ваальсовыми связями (графит, тальк, молибденит, сера, реальгар и др.). К слабо гидрофобным минералам относятся минералы-полупроводники с полностью или частично скомпенсированными ковалентными или ковалентно-металлическими связями (сульфиды — галенит, сфалерит, пирит, халькопирит и др., а также алмаз). Естественной флотируемостью не обладают гидрофильные минералы — диэлектрики с некомпенсированными сильными ионными или ионно-ковалентными связями (барит, кальцит, кварц, шеелит, полевые шпаты, сподумен и т. д.).
Применение различных флотореагентов позволяет изменить естественную флотируемость минералов, что дает возможность отделять друг от друга гидрофильные минералы в процессах обогащения. Использование аполярных реагентов (органических масел, керосина и др.) улучшает флотируемость гидрофобных минералов, которые прилипают к .капелькам этих веществ.
Химическая адсорбция полярных анионных и катионных реагентов используется при флотации слабогидрофобных и гидрофильных минералов. Первые закрепляются на поверхности минералов с избыточными отрицательными зарядами, а вторые — с положительными. В результате каждое зерно оказывается «круженным молекулами, свободные концы которых не смачиваются водой, в результате чего гидрофобность и соответственно флотируемость минерала увеличиваются. Большое влияние на адсорбцию флотореагентов минералами оказывают раз-
яообразные поверхностные дефекты благодаря связанным с ними избыточными, локально нескомпенсированными зарядами. Поскольку большинство сколов минералов происходит по наиболее дефектным направлениям кристаллических зерен, концентрация дефектов на поверхности раздробленных частиц минералов может быть очень существенной.
В настоящее время флотация является наиболее распространенным способом обогащения минерального сырья; 90% всех руд цветных металлов обогащается с помощью флотации, которая позволяет перерабатывать очень бедные, сложные но составу и тонковкраплен-ные руды меди, свинца, цинка, молибдена, вольфрама, олова и других металлов.
МЕТОДЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛОВ ПРИ ПРОВЕДЕНИИ ПОЛЕВЫХ РАБОТ
Любые геологические, геологоразведочные или тематические минералогические исследования начинаются с геологических наблюдений и изучения естественных и искусственных обнажений, рыхлых отложений, стенок разведочных и эксплуатационных горных выработок, керна или шлама буровых скважин. Подробное описание в полевой книжке (дневнике) сопровождается схематическими и детальными зарисовками, фотографированием в разном масштабе в зависимости от конкретных задач и характера объекта изучения. В начале нужно сделать общую зарисовку (например, рудной жилы или контактовой зоны), чтобы показать, в каких породах залегает данное минеральное ^ело, охарактеризовать его форму, размеры и мощность. Затем целесообразна детальная документация в масштабе 1:10 и даже 1:1 для иллюстрации выявленных взаимоотношений минералов или их агрегатов.,
Полевая диагностика проводится по внешним физическим признакам и морфологическим особенностям с использованием лупы, рстрия перочинного ножа или стальной иглы и фарфоровой пластинки. В целях уточнения диагностики или определения незнакомых минералов, для изучения их химического состава, структуры и физических свойств производится отбор штуфных образцов; для шлифов отбиваются небольшие кусочки. В целях выделения мономинеральных фракций отбираются пробы большого объема. Отбитые с помощью геологического молотка и зубила образцы должны быть представительными и по размерам удобными для транспортировки и хранения. Уникальные образцы друз могут быть крупных размеров. Отбивая их, необходимо предусмотреть .все возможные меры предосторожности, чтобы не разрушить их, а в дальнейшем сохранить при транспортировке.
При отборе образцов в полевой книжке нужно указать подробный адрес обнажения, отметить, из каких пород взят этот образец, охарактеризовать породу, ее цвет, структурные и текстурные особенности, величину зерен, минеральный состав и т. д.
Записи в полевой книжке ведутся при описании каждого обнажения и при отборе .каждого образца. Они должны быть как можно под
робнее. Следует записывать.также все вопросы, которые возникают при описании. Например, предположение о сходстве данного образца с виденными ранее, о возможности обнаружения в данной минеральной ассоциации не встреченного пока минерала, о пространственной связи минералов с теми или иными породами и др.
При маршрутных исследованиях необходимо наносить все точки наблюдений и места отбора образцов на карту; при изучении карьеров и других горных выработок места взятия образцов нужно обязательна наносить на соответствующие детальные карты и планы.
Взятые в поле образцы должны иметь этикетку, в которой простым мягким карандашом или шариковой ручкой указывается наименование организации, ведущей работы, номер образца, место взятия и полевое определение образца, дата и подпись. Этикетку складывают и заворачивают в угол листа бумаги, в которую с того же угла аккуратно заворачивают и образец. При наличии полотняных мешочков лучше прямо на обнажении класть образец вместе с этикеткой в отдельный мешочек. На каждом мешочке чернильным карандашом, фломастером или шариковой ручкой пишется номер образца. Для сохранности хрупких образцов ветвистых агрегатов и кристаллов используют картонные, жестяные или пластмассовые коробки, в которых образцы перекладывают тонкой бумагой, ватой или закрепляют с помощью бечевок или ниток. Гигроскопические и легко растворимые минералы упаковывают ,в полиэтиленовые мешочки, герметическую пластмассовую-или стеклянную тару.
На базе или в лагере отобранные образцы обрабатываются и сортируются. В необходимых случаях они просматриваются под бинокулярным микроскопом и в ультрафиолетовом свете. Для уточнения диагностики минералов с помощью поляризационного микроскопа и набора иммерсионных жидкостей определяются показатели преломления и другие оптические константы, а также проводятся простейшие химические испытания, особенно для редких минералов.
После обработки образцы должны быть зарегистрированы в специальном журнале (каталоге образцов) или в картотеке. Затем они тщательно упаковываются и укладываются в ящики. На крышках ящиков отмечают, какой организации (партии) принадлежат образцы и ее адрес, в .каждом ящике должна быть опись (перечень) собранных образцов.
Для проведения химических анализов, изучения физических свойств и специальных исследований минералов необходимо выделение чистого мономинерального материала в достаточном количестве. Если в руде или породе минерал образует крупные кристаллические зерна и содержится в большом количестве, его предварительное выделение проводится при отборе штуфных проб, а затем отобранный материал после дробления для контроля просматривается под бинокулярным микроскопом.
Для выделения минералов, находящихся в тесных срастаниях, а чакже редких или акцессорных минералов пробы горных пород или руд массой 10—20 кг и более (в зависимости от содержания интересующих минералов) последовательно дробят на щековой и валковой дробилках, промывают на концентрационных столах, пропускают через сита* рассеивая на классы, а затем, пользуясь различными методами, яо-лучают мономинеральные фракции.
Мономинеральные фракции магнитных минералов — магнетита, ти-таномагнетита, пирротина — получают методом мокрой магнитной сепарации на электромагните. На электрическом сепараторе отделяют
сфалерит от галенита, киноварь от антимонита и т. д. Методом флотации выделяют полевые шпаты, кварц, молибденит, пирит, халькопирит и другие минералы. Комплексными методами выделяют биотит, мусковит, гранаты, оливин, пироксены, амфиболы, хромшпинелиды, сфалерит, галенит, некоторые карбонаты и другие минералы.
В зависимости от типа породы или руды, распределения в них минералов, а также от свойств самих минералов схемы выделения моно-минеральных фракций различны.
Чистые мономинеральные фракции для .контроля просматривают под бинокуляром и в случае необходимости подвергают ручной отборке (чистке). Затем детально описывают их морфологические особенности, окраску, размер, наличие зональности или искажения форм, характер и степень измененное™ минералов. После этого проводят химические анализы и другие исследования.
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ШЛИХОВ
Шлих — это (концентрат тяжелых минералов, полученный после промывки рыхлых природных отложений или измельченных горных пород и руд. Изучение шлихов — один из наиболее точных методов при поисках полезных ископаемых, таких, как золото, алмазы, платина, шеелит, касситерит, киноварь и др. Шлиховой анализ широко применяется также для корреляции немых отложений по минеральному составу тяжелых фракций.
Россыпной или измельченный в порошок материал промывают в железном ковше или деревянном лотке. Для этого лоток, наполненный породой (10—20 кг), погружают в воду и, постоянно и тщательно перемешивая, промывают. Плавными движениями поворачивая лоток из стороны в сторону и назад и (вперед, смывают легкие минералы. В результате промывки в лотке остается небольшое количество тяжелых минералов. Отмытую пробу (шлих) смывают в чашку, просушивают (на солнце или у костра), помещают в специальный пакетик и направляют в лабораторию.
Цвет шлиха зависит от преобладания того или иного минерала. Магнетит, ильменит, хромит придают шлиху черную окраску, гранаты — красную, циркон — светло-коричневую. Если шлих состоит из светло-окрашенных минералов (кварца, полевых шпатов и др.), то он светлый. Такую же светлую окраску имеют шлихи плохо отмытые, т. е. содержащие большое количество минералов с небольшой плотностью.
Минеральный состав шлихов зависит от состава исходных горных пород. Каждой породе или россыпи соответствует своя ассоциация минералов. Исключение составляют аллювиальные россыпи, образовавшиеся в долинах крупных рек, размывающих породы различного состава. Шлихи, взятые из этих россыпей, могут содержать несколько минеральных ассоциаций одновременно.
Для полного минералогического анализа шлиха достаточна навеока (средняя проба) 5—10 г. Анализ шлиха состоит из механического разделения шлиха на фракции, определения минералов и количественного подсчета содержания минералов в шлихе и в породе.
Разделение шлиха на фракции основано на различных физических свойствах минералов: магнитное™, плотности и др.; фракции также различают по крупности зерна.
87
Минералы, выделенные из шлихов, определяются по морфологии, окраске, люминесценции, плотности, магнитным и кристаллооптичес-ким свойствам с помощью капельных и микрохимических реакций и более сложных методов анализа.
Общая схема минералогического анализа шлиха включает следующие операции:
1.	Промывка в ковше.
2.	Взвешивание всего шлиха.
3.	Разделение на ситах и взвешивание выделенных фракций.
4.	Изучение крупной фракции под бинокуляром.
5.	Взятие средней пробы из мелкой фракции.
6.	Разделение постоянным магнитом на магнитную и немагнитную фракции.
7.	Изучение магнитной фракции под бинокуляром и ее взвешивание.
8.	Разделение немагнитной фракции в тяжелых жидкостях с выделением легкой и тяжелой фракций.
9.	Разделение тяжелой фракции электромагнитом на электромагнитную и неэлектромагнитную фракции.
10.	Изучение фракций под бинокуляром.
11.	Определение минералов по внешним признакам, под микроскопом, с помощью химических реакций. Изучение радиоактивности, люминесценции и магнитных свойств; проведение спектрального анализа.
12.	Определение содержания минералов в шлихах.
Промывка в ковше необходима в тех случаях, когда в лабораторию поступают шлихи, засоренные глинистыми частицами или плохо промытые в поле. Шлих высыпают в ковш, жоторый погружают в большой эмалированный таз, наполненный водой. Шлих под водой хорошо перемешивают стеклянной палочкой, при этом тяжелые минералы остаются на дне ковша. Слегка наклонив ковш в сторону и осторожно его встряхивая, освобождаются от легких минералов, которые сливаются и осаждаются на дне таза. В конечном итоге на дне ковша остается только небольшая часть шлиха (тяжелые минералы). Шлихи высушивают и подвергают дальнейшей обработке.
Взвешивание шлиха и всех выделенных фракций производится на технических или аптекарских весах с точностью до 0,01 г.
Ситовой анализ, или разделение пробы по величине зерна, применяют в том случае, когда шлих состоит из зерен разной крупности. Неоднородный по крупности материал затрудняет обработку и не дает возможности правильно провести сепарацию (разделение) минералов, магнитом, электромагнитом и тяжелыми жидкостями. Для ситового анализа применяют лабораторные сита разной конструкции. Набор сит сделан таким образом, чтобы одно сито вставлялось в другое, а самое нижнее вставлялось в поддон, куда ссыпаются самые мелкие зерна. Верхнее сито должно иметь крышку. Все сита собираются в колонку, которую составляют таким образом, чтобы сито с самыми крупными отверстиями было верхним, а под ним помещались сита с постепенно уменьшающимся диаметром отверстий. Шлих высыпают на верхнее сито и встряхивают весь комплект сит в течение 5—10 мин, т. е. до тех пор, пока не закончится разделение. После этого сита, начиная сверху, разъединяют и каждый класс взвешивают.
Крупная фракция взвешивается, разделяется магнитом и изучается под бинокуляром.	*
Средняя проба — это небольшое количество шлиха, соответствую
88
щее среднему составу всей пробы. Среднюю пробу берут из равномерно-зернистого материала, и вес ее, необходимый для полного минералогического анализа, должен составлять 5—10 г. Иногда масса средней пробы должна быть увеличена до 15—20 г (при наличии в шлихе большого количества магнитных минералов) и даже до 100 г (в случаях, когда необходимо определить редко встречающиеся минералы).
Существуют различные методы сокращения проб, но наиболее простой — метод квартования, широко использующийся в практике. Иногда для сокращения проб применяют специальное оборудование.
Выделение магнитной фракции производится с помощью постоянных магнитов. В магнитную фракцию попадают магнитные минералы: магнетит, титаномагнетит, пирротин, а также сростки магнитных минералов с другими минералами. Выделение магнитной фракции можно производить с помощью подковообразного магнита, но наиболее быстро и удобно магнитная сепарация осуществляется с помощью много-полюсного постоянного самосбрасывающего магнита конструкции А. Я. Сочнева. После выделения магнитной фракции немагнитный остаток поступает для дальнейшей сепарации с помощью электромагнита и тяжелых жидкостей.
Электромагнитная сепарация — разделение тяжелой фракции шлиха по степени магнитной проницаемости минералов, меньшей, чем у магнетита. Существуют различные типы электромагнитов, но в настоящее время чаще применяют электромагниты с силой тока до 2 и даже до 8 А. С помощью электромагнита, изменяя силу тока, можно выделить три электромагнитные фракции: сильно-, средне- и слабоэлектромагнитную. В сильноэлектромагнитную фракцию входят железосодержащие минералы: гематит, ильменит, гётит, хромит и др. В среднеэлектромагнитную фракцию попадают железосодержащие силикаты: амфиболы, пироксены, гранат, эпидот, биотит и др. В слабоэлектромагнитной фракции остаются такие минералы, как сфен, монацит, ортит, ксенотим и др.
Разделение минералов по плотности производят с помощью тяже-.лых жидкостей, тяжелых сплавов и специального прибора для механической отдувки. Эти методы основаны на различии плотности у минералов. Тяжелые жидкости должны быть прозрачны, легко концентрироваться и разбавляться каким-либо растворителем и не должны вступать в химические реакции с разделяемыми минералами и разлагаться при работе. Для разделения шлихов применяются различные тяжелые жидкости: бромоформ (плотность 2,65—2,9), жидкость Туле (плотность 3,4), йодистый метилен (плотность 3,33), бромистый этилен, четырехбромистый ацетилен и др., а также тяжелые сплавы: азотнокислая закисная ртуть, смесь Бриона и др. Все тяжелые жидкости ядовиты и работать с ними можно только в вытяжном шкафу или в хорошо проветриваемом помещении.
Наиболее удобен и чаще применяется бромоформ (СНВгз). В легкую фракцию при разделении бромоформом уходят минералы с плотностью <2,9 (кварц, полевые шпаты, цеолиты и др.), а в тяжелой фракции остаются минералы с плотностью больше 2,9. Легкая фракция обычно не представляет интереса при анализах на полезные ископаемые и часто дальнейшей обработке не подвергается. Тяжелая фракция может быть разделена и на большее число фракций с помощью тяжелых жидкостей большей (по сравнению с бромоформом) плотности и с применением тяжелых сплавов. Так, если взять еще йодистый метилен, азотнокислую закисную ртуть и смесь Бриона, то можно выделить фракции со следующими плотностями: ;<2,9; 2,9—3,3; 3,9—-4,3; 4,3—5,0
и >5,0. Таким образом, каждая из выделенных фракций содержит ограниченное число минеральных видов, что в значительной степени облегчает их определение. Для разделения минералов с близкой плотностью используют термогравиметрическую сепарацию.
Электростатическая сепарация основана на различии электропроводности минералов. По степени электропроводности минералы разделены на три группы: хорошие, средние и плохие проводники. Этот метод с успехом применяется для отделения циркона от касситерита, монацита от турмалина, вольфрамита от кварца и т. п.
Для выделения мономинеральных фракций существуют и другие методы: диэлектрическая сепарация, вибрационный метод, метод отдувки и др.
После разделения шлиха на фракции и определения отдельных минералов производят определение содержания минералов в шлихе и -в породе. Наиболее распространен весовой метод, при котором выделенный минерал взвешивают на аналитических весах с точностью до четвертого знака. Затем рассчитывают количество минерала в граммах на 1 м3 или 1 т породы.
ЛАБОРАТОРНЫЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛОВ
Лабораторные исследования проводятся в целях диагностики минералов, изучения их химического состава, физических свойств, кристаллохимических особенностей, дефектности и других неоднородностей, необходимых для решения разнообразных теоретических, генетических или прикладных задач.
Ниже приводится краткая характеристика важнейших лабораторных методов исследования минералов.
Химический метод требует значительного количества минералов (от 0,5 до 5 г), выделение которых в чистом виде не всегда просто, так как обычно они имеют неоднородное строение, зональны, содержат мелкие включения других минералов и т. д. При высокой точности и большой чувствительности на ряд элементов (до 10“7О/о) он сравнительно трудоемок и дорог. Поэтому в последнее время стремятся использовать микроаналитические методики.
Эмиссионный спектральный анализ проводится для количественного определения химического состава минералов. Это экспрессный и дешевый метод, для которого достаточно очень небольшое количество вещества (около 0,05 г). Чувствительность спектрального анализа для большинства элементов 10~3—10-5%. Спектральный анализ проводится путем сжигания пробы минерала в электрической дуге постоянного или переменного тока, а также в электрической высоковольтной искре. При испарении пробы происходит возбуждение атомов с последующим излучением. Последнее с помощью призменных или дифракционных спектрографов разлагается в спектр, который регистрируется на фотографической пластине или фотоэлектрическим методом.
Расшифровка спектрограмм проводится на спектропроекторах или микрофотометрах.
Для 'Изучения состава минералов в зернах размером до 50— 100 мкм применяются лазерные установки локального спектрального анализа.
Пламенная фотометрия представляет собой один из видов эмис-
«ионного спектрального анализа. Источником возбуждения служит пламя горелки, работающей на каком-либо газе (ацетилен, пропан и др.). Это быстрый и сравнительно простой метод определения ряда элементов с точностью 2—4%, иногда 0,5—Г%. Обычно применяется для определения щелочных и щелочноземельных элементов. Испытуемый образец переводится в раствор, который в распыленном виде вводится в пламя горелки. > Возникающее в пламени излучение с помощью спектрографа разлагается в спектр и, попадая через светофильтры на фотоэлемент или фотоумножитель, вызывает фототок, который усиливается и измеряется или регистрируется самописцем. Интенсивность фототока пропорциональна концентрации определяемого элемента.
Атомно-абсорбционный анализ позволяет определять щелочные и щелочноземельные элементы, Sb, Bi, Pt, Ag, iSn, Co, Ni, Pb, Zn, Cd, Hg, Mo, Se, Те, а также некоторые другие.
Образец переводится в раствор, который в виде аэрозоля вводится в пламя горелки, стоящей на пути лучей стандартного источника света. Поглощение излучения, пропорциональное содержанию определяемого элемента, регистрируется фотоумножителем, усиливается и измеряется или регистрируется.
Рентгеноспектральный анализ позволяет определять элементы при их содержании в исследуемом объекте в среднем не меньше, чем сотые доли процента.
Образец в виде таблетки помещается в вакуумную объектную камеру прибора и подвергается облучению электронным пучком высокой энергии. Под его воздействием возникает вторичное рентгеновское излучение, спектр которого является характеристичным для каждого элемента. Интенсивность рентгеноспектральных линий соответствующих элементов регистрируется самописцами и цифропечатающими ‘приборами.
Рентгеноспектральный микроанализ в своей основе аналогичен рен1тгеноспектра.льному методу, ио проводится на специальном приборе — рентгеноспектральном микроанализаторе. Электронно-оптическая система прибора позволяет проводить рентгеноспектральный анализ на площади 3—5 мкм и, кроме того, получать на телевизионном экране наглядную картину распределения элементов на анализируемой поверхности образца.
Радиометрические методы используются для определения радиоактивных элементов по интенсивностям а-, р- и у-излучения. Измерения проводятся с помощью а-, р-, у-счетчиков, многоканальных анализаторов и других приборов.
Радиоактивационный анализ основан на ядерных реакциях элементарных частиц с элементами, входящими в состав минерала. Обладает очень высокой чувствительностью определения (до 10'8%)- Изучаемые образцы помещают в канал ядерного реактора для облучения. Концентрацию элементов определяют, измеряя радиоактивность образцов с помощью счетчиков на специальных спектрометрах с многоканальными анализаторами импульсов.
Рентгеноструктурные методы изучения минералов основаны на явлении дифракции рентгеновских лучей, длина которых соизмерима с межатомными расстояниями (от 0,01 до 1,0 нм). Обычно в практике минералогии используется метод порошка, позволяющий получать дифракционные изображения в виде дебаеграмм (по имени ученого Дебая), или порошкограмм. При работе этим методом порошок минерала, укрепленный на стеклянной нити, в коллодиевой трубочке или за-
91
катранный в резиновый шарик, помещается в цилиндрическую камеру, в которой вдоль стенки расположена фотопленка. На ней происходит регистрация рентгеновских лучей после дифракции. После проявления пленки .на дебаеграмме измеряются расстояния между линиями и интенсивность их потемнения и по этим данным рассчитываются межплоскостные расстояния и параметры элементарной ячейки минералов.
С помощью специального прибора — рентгеновского дифрактометра — регистрация дифрагмированных рентгеновских лучей производится электронным фотоумножителем и записывается на ленте самописца в виде дифрактограмм.
Электронная микроскопия позволяет с помощью электронного микроскопа изучать сверхтонкие особенности морфологии мельчайших частиц минералов, поверхности граней и сколов, исследовать внутреннее строение, выявлять дислокации и изучать структуру минералов. Благодаря большим увеличениям (в 104—105 раз и более) удается изучить строение тонкодисперсных, скрытокристаллических и аморфных агрегатов минералов (глинистые минералы, гидроокислы железа, марганца, алюминия, кремния и пр.). Для изучения минералов с помощью просвечивающего электронного микроскопа материал в виде эмульсии наносится на коллодиевую .подложку и после просыхания помещается в вакуумную камеру под пучок электронов, которые частично или полностью поглощаются минералом. Тень проектируется на люминесцирую-щий экран микроскопа. В других случаях наблюдается не сам минерал, а его отпечаток на коллодиевой пленке, которая оттеняется путем напыления в вакууме угля, золота или платины.
С помощью сканирующего электронного микроскопа изображение рельефной поверхности образца, покрытого тонкой пленкой золота (напыляется в вакууме), получают на телевизионном экране.
Термический метод позволяет изучать изменения, происходящие в минералах при нагревании. Образец помещается в специальную печь, температура которой постепенно повышается с постоянной скоростью. С помощью термопар фиксируются изменения температуры, связанные с процессами поглощения или выделения тепла при дегидратации, диссоциации, фазовых превращениях и т. д.
В результате термического анализа получают термограммы, которые характеризуют вещество и указывают на происходящие в нем изменения. На современных приборах для термического анализа одновременно регистрируется изменение массы минералов при нагревании.
Термическим методом особенно широко пользуются для изучения 'иликатов слоистой структуры (например, минералов глин), бокситов, некоторых железных руд, карбонатов и др.
Инфракрасная спектроскопия основана на изучении колебательных спектров поглощения инфракрасного света минералами. Измерение инфракрасных спектров (ИК-спектров) проводят на ИК-спектромет-рах. Интенсивность и положение полос поглощения в ИК-спектрах связаны со структурой и химическим составом минералов. ИК-спектроско-пия — метод структурного анализа минералов, содержащих воду, гидроксильные группы и комплексные анионы.
Оптическая спектрофотометрия основана на изучении электронных спектров поглощения или отражения минералами видимого, ультрафиолетового и коротковолнового инфракрасного (до 2 мкм) света, которые получают с помощью спектрофотометров. Интенсивность и положение полос поглощения в спектре связаны с особенностями соста
ва, структуры и дефектности минералов. Оптическое поглощение изучают на прозрачных плоскополированных пластинах или в шлифах. Спектры диффузного отражения получают на порошковатых или специально растертых минералах.
Люминесцентный анализ позволяет по спектрам излучения, возбуждения и длительности свечения минералов судить об особенностях их состава, структуры и дефектности. В люминесцентных спектрофотометрах обычно используются ультрафиолетовые источники возбуждающего света в сочетании со светофильтрами, пропускающими только УФ-свет, или с кварцевым монохроматором. Кроме того, для возбуждения люминесценции применяются рентгеновское, катодное и лазерное излучения. Термолюминесцентный анализ минералов основан на свечении, которое возникает при равномерном нагревании и регистрируется в виде кривых зависимости интенсивности от температуры. По ним можно судить о дефектности и относительном возрасте минералов.
Резонансная спектроскопия. Метод электронного парамагнитного резонанса (ЭПР) позволяет определять в минералах концентрацию, координацию и валентность парамагнитных ионов переходных элементов и структуру различных дефектов. Он основан на расщеплении в постоянном магнитном поле переменной напряженности спиновых и электронных уровней и регистрации переходов между ними.
Ядерный магнитный резонанс (ЯМР) возникает в постоянном магнитном поле при расщеплении спиновых уровней на ядрах атомов.
Гамма-резонансный метод основан на эффекте Мёссбауэра (изотопный сдвиг ядер, возникающий при у-облучении); он используется для определения валентности и форм вхождения ионов железа и некоторых других элементов в минералах. Применяется также для экспрессного определения олова.
Масс-спектрометрия —- метод для измерения относительного содержания изотопов химических элементов с помощью масс-спектрометров. Изучение изотопов химических элементов' в природных объектах важно для определения абсолютного возраста минералов, оценки температуры и условий их образования.
Термобарометрический анализ проводится с целью определения температуры и других физико-химических условий образования минералов. Определение основано на изучении под микроскопом газово-жидких включений в минералах с помощью термокамер. Наблюдение за многофазными включениями при нагревании препарата позволяет определить температуру гомогенизации, которая соответствует минимальной температуре образования минералов. В ряде случаев по характеру изменения фаз при нагревании можно оценить и давление. Изучение включений используется при поисках полезных ископаемых..
Часть II
СИСТЕМАТИКА И ОПИСАНИЕ МИНЕРАЛОВ
В основу современной .классификации минералов положены крис-•таллохимические принципы, учитывающие наиболее существенные признаки минеральных видов — химический состав и кристаллическую структуру. В соответствии с этим классификация минералов может •быть представлена в следующем виде:
1	класс — самородные элементы, или простыв вещества. Кроме самородных металлов, полуметаллов и неметаллов сюда условно относятся малораспространенные нитриды, карбиды, фосфиды, силициды.
2	класс — сульфиды и их аналоги — арсениды, антимониды, вис-мутиды, теллуриды, селениды.
3	класс — галогениды, к которым кроме хлоридов, фторидов, бромидов и иодидов относятся также окси- и гидрогалоге-ниды.
4	класс — окислы и гидроокислы.
5	класс — силикаты, алюмосиликаты и их аналоги — боросиликаты, титаносиликаты, цирконосиликаты, бериллосиликаты.
6	класс — бораты.
7	класс — карбонаты.
8	класс — нитраты.
-	9 класс — фосфаты и их аналоги — арсенаты и ванадаты.
10 класс — сульфаты и их аналоги — теллураты и селенаты.
11 класс — молибдаты и вольфраматы.
Классы подразделяются на подклассы, классификационным признаком которых служит структурный тип минералов. В большинстве классов выделяются подклассы минералов с 'координационной, островной, цеп очечной, .слоистой -или каркасной структурами. Более дробное разделение подклассов проводится в зависимости от особенностей химического состава: относительной его сложности, присутствия добавочных анионов или воды. Соответственно во многих классах выделяются простые, сложные, с добавочными анионами и водные минералы. В свою очередь среди них выделяются семейства и группы минералов. В одних семействах объединены минералы переменного состава, но с близкой структурой, в других—одинакового состава, но с разной структурой. К отдельным группам отнесены минералы сходного состава и с близкой структурой. Внутривидовое подразделение минералов основано ня
выделении химических, структурных, морфологических и физических особенностей. Следует иметь в виду, что наряду с кристаллохимической систематикой минералов существуют и другие классификации, основанные на иных принципах. Например, в генетической классификации определяющим признаком служит тип генезиса минералов, в химической классификации минералы группируются по ведущим химическим элементам или их ассоциациям. В технологии переработки руд полезна классификация на основе их физических (разделительных) свойств, например по магнитности, плотности, растворимости, плавкости и другим признакам.
Ниже приводится характеристика минералов важнейших классов, за исключением малочисленных хроматов (крокоит РЬ[СгО4]), йодатов, оксалатов и др. Последовательность описания в классах минералов соответствует систематике, приведенной в конце характеристики каждого класса. В описание .включены наиболее распространенные минералы, имеющие практическое значение или интересные в генетическом отношении.
САМОРОДНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
Минералы этого класса сложены атомами одинаковых или близких по строению и свойствам химических элементов — металлов (Си, Ag, Au, Fe, Со, Ni, Os, Ir, Pt, Hg, Zn, Sn и др.), полуметаллов (As, Sb, Bi) и неметаллов (C, S, Se, Те и др.).
Тип химической связи в минералах класса самородных элементов определяет их кристаллохимические особенности. Для большинства самородных металлов с металлическим типом связи характерны координационные структуры, с плотнейшей кубической или гексагональной упаковкой атомов; только у железа атомы образуют менее плотную объемно-центрированную ячейку. Все самородные металлы обладают высокой тепло- и электропроводностью, отличаются сильным металлическим блеском, высокой плотностью, зависящей от атомной массы элементов. Большинство самородных металлов характеризуется высокой ковкостью и умеренной твердостью (3—4). Более ковалентный ос-мирид отличается повышенной хрупкостью и твердостью (до 6).
Для самородных металлов характерны широкие изоморфные замещения, иногда с образованием промежуточных по составу минеральных видов с упорядоченной структурой и распадом твердых растворов.
Для самородных полуметаллов (металлоидов) со смешанной ковалентно-металлической связью и возрастающей долей ковалентности в ряду Bi—Sb—As характерна деформированная координационная структура со слоистым мотивом. От висмута к мышьяку увеличивается твердость, а металлический блеск сменяется металловидным. Благодаря остаточным связям между слоями висмут обладает более высокой электропроводностью и совершенной спайностью по пинакоиду.
У самородных неметаллов степень ковалентности увеличивается от теллура к сере и достигает максимума в алмазе. В соответствии с электронным строением элементов в кристаллической структуре серы, селена и теллура каждый атом связан с двумя другими благодаря гибридизации р3-связи. В структуре селена и теллура они образуют спиральные цепочки, а в структуре самородной серы цепочки замкнуты в 8-членные кольца, связанные между собой ван-дер-ваальсовыми связями. Отсюда низкая твердость и высокая хрупкость этих минералов.
Минералы углерода представлены несколькими модификациями. В алмазе (куб. с.) и лонсдейлите (гекс, с.) в связях участвуют гибридизированные хр3-электроны атомов углерода с четырьмя связывающими орбиталями, имеющими тетраэдрическую ориентировку и соответственно четверную координацию (см. рис. 4). Однако в графите у каждого атома углерода гибридизированы только три sp2-электрона, которые образуют три орбитали, имеющие плоскостную ориентировку, что определяет тройную координацию углерода и слоистую структуру (см. рис. 5). Слабые остаточные связи между слоями являются причиной низкой твердости и совершенной спайности по пинакоиду, а их металлический характер и обусловливает высокую электропроводность графита. Резко выраженными ковалентными связями характеризуются очень редкие минералы, представляющие собой соединения металлов с углеродом, азотом, фосфором, кремнием, — карбиды, нитриды, фосфиды, силициды. По свойствам они близки к .неметаллам.
Большинство самородных металлов встречается редко. Среди неметаллов сравнительно широко (образуя значительные месторождения) распространены только графит и самородная сера. Благородные самородные металлы, а также драгоценный .камень высшего класса — алмаз добываются в значительных количествах.
Самородные металлы, полуметаллы и неметаллы имеют различное происхождение. Образование большинства из них связано с эндогенными процессами (алмаз ъ кимберлитах, платина .в ультраосновных породах, золото в гидротермальных жилах и т. д.). С метаморфическими процессами связано происхождение графита. Самородная сера имеет вулканическую (эксгаляционную) природу или образуется в гипергенных процессах при участии сульфатредуцирующих бактерий за счет гипса. Самородное железо — типичный минерал метеоритов. Гек--сагональная модификация углерода — лонсдейлит -— имеет космогенное происхождение, его находят в импактитах — горных породах метеоритных кратеров. Необычные в земных условиях карбиды, фосфиды и нитриды металлов характерны для метеоритов и обнаружены также в горных породах Луны.
СИСТЕМАТИКА1
Металлы координационной структуры
Группа меди (куб. с.): медь Си, серебро Ag, золото Аи, электрум -(Au, As), купроаурит Аи2Си3 и др.
Группа платины: платина Pt (куб. с.), иридий 1г (куб. с.), поликсен Pt3Fe (куб. с.), осмий Os (гекс, с.), рутений Ru (гекс, с.) невьян-•скит Ir2Os (гекс, с.) и др.
Группа железа (куб. с.): железо теллурическое — феррит (Fe, Ni), никель теллурический — суэзит (Ni, Fe); железо метеоритное — камасит (Fe, Ni) с 6—9% Ni; тэнит (Fe3Ni) до 48% Ni и др.
Группа ртути: ртуть Hg (жидкая и триг. с. при —39,5°С), амальгама Au2Hg3; конгсбергит (Au, Hg) до 31% Hg (куб. с.) и др.
1 Здесь и далее в систематике минералов жирным- шрифтом набраны минералы, описание которых приводится в учебнике.
OR
Кроме того, в самородном состоянии обнаружены свинец РЬ (куб. с.), цинк Zn (гекс, с.), олово Sn (тетр, с.), алюминий А1 (куб.с.), индий In (тетр, с.) и другие природные металлы и сплавы.
Полуметаллы слоистой структуры
Группа мышьяка: мышьяк As (триг. с.), сурьма Sb (триг. с,), ал-лемонит SbAs (гекс, с.), висмут Bi (триг. с.).
* Неметаллы координационной и слоистой структур
Группа углерода: алмаз С (куб. с.), лонсдейлит С (гекс, с.), графит С (гекс, с.) и его политипы.
Неметаллы кольцевой и цепочечной структур
Группа серы: сера Sg (мон. с.), сера Sg (ромб. с.).
Группа селена: селен S1 (триг. с.), теллур Те (триг. с.).
Карбиды, силициды, фосфиды, нитриды представлены координационными муассанитом SiC, ферсилицитом FeSi (куб. с.), шрейберзитом (Fe, Ni, Со)з₽ (тетр, с.), осбориитом TiN (куб. с.), си-деразотом Fei-nN (гекс, с.) и когенитом Fe3C (ромб, с.) и др.
Металлы координационной структуры
ЗОЛОТО Au. Химически чистое золото в природе почти не встречается. В небольшом количестве оно содержит Ag, Си, Fe, реже другие металлы, с которыми образует твердые растворы. Кристаллическая
структура — плотнейшая кубическая упаковка с гранецентрированной элементарной ячейкой.
Сингония кубическая. В кристаллах встречается редко (рис. 51). Большей частью находится в виде мелких зерен <и чешуек в кварце. Иногда образует уплощенные и почковидные дендриты, нитевидные проволочки и самородки неправильной формы (рис. 52).
Цвет золотисто-желтый; серебристое золото светлее; от примеси меди приобретает красноватый оттенок. Черта блестящая, золотисто
желтая. Блеск металлический. Твердость 2—3. Очень ковкое и тягучее. Излом крючковатый. Плотность зависит от примесей, для чистого золота она равна 19,3. Характеризуется химической стойкостью, в кислотах не растворяется (кроме царской водки).
Разновидности. Электрум — золото, содержащее более 20% се-
ребра.
Происхождение. Золото генетически связано с кислыми интрузиями. Наиболее характерно для него гидротермальное происхождение в
кварцевых жилах, где спутниками золота являются пирит, арсенопи-
Рнс. 52. Самородок золота массой 12 кг (Урал), 1/3 нат. вел. (по Л. П. Смолину)
рит, галенит, блеклые руды, халькопирит, висмутин, теллуриды и др,. Кроме того, золото встречается в рудах месторождений полиметаллоз,. меди, редких металлов, урана и других, из которых оно извлекается, попутно.
Благодаря химической стойкости золото накапливается в россыпях,. 1де находится в округлых или сплющенных зернах и самородках. Наиболее крупные самородки массой в 74,6; 70,8 и 69,7 кг были найдены в Австралии. Крупнейший из сохранившихся самородков массой 36,2 кг («Большой треугольник») найден в середине прошлого века в Миасском районе на Южном Урале. Он 1вместе с другими самородками золота и алмазами экспонируется в Кремле, в Алмазном фонде СССР.
Месторождения. В СССР коренные месторождения известны на Среднем Урале (Березовское), Южном Урале (Кочкарское), в Казахстане, в Кузнецком Алатау (Берикуль), Восточной Сибири (Дарасунское, Балейское), на Алдане и на Северо-Востоке СССР. Россыпные месторождения распространены на Урале, Алтае, в Саянах, Енисейской тайге, Иркутской области (Ленские прииски), по Алдану, Амуру и на Северо-Востоке СССР.
Из зарубежных следует отметить уникальное месторождение Витватерсранд (ЮАР), связанное с древними конгломератами. Второй крупный золотоносный район — Австралия (месторождения Бендиго, Балларт и богатые россыпи). Месторождения золота известны также в Индии (Колар), Канаде и Гане. Месторождения Аляски и Калифорнии к настоящему времени почти выработаны.
Применение. Золото является главным валютным металлом. Оно широко применяется в ювелирном деле,' в радиоэлектронике и приборостроении, для получения реактивов, в медицине. Мировая добыча золота около 1000 т в год.
СЕРЕБРО Ag. Часто содержит Au, Си, Hg, образуя твердые растворы. Кристаллическая структура такая же, как и у золота (см. рис. 51).
Сингония кубическая. Обычно встречается в виде дендритов, тонких пластинок, разнообразных волосовидных и проволочных форм (рис. 53).
Цвет серебряно-белый, на поверхности иногда желтоватый или с черным налетом. Черта блестящая, серебристо-белая. Блеск метал-
Я8
„этический. Твердость 2,5. Плотность 10,5. Очень ковкое. Излом крючковатый. Отличается высокой электропроводностью.
Происхождение. Самородное серебро встречается в гидротермаль
ных жилах с сульфидами и в зоне окисления серебряных и некоторых
полиметаллических месторождений, где оно образуется за счет аргентита (AgaS) и сложных сульфосолей серебра.
Месторождения. Добыча серебра производится в основном попутно при плавке полиметаллических руд (Алтай), в .которых оно входит в состав сульфидов.
За границей крупные месторождения серебра находятся в Мексике (Па-чука, Вета-Мадре и др.), издавна известны месторождения в Боливии, Саксонии и Норвегии (Конгсберг).
Применение. Серебро употребляется в ювелирном деле, для чеканки монет, в различных сплавах, в фотографии, электротехни ке.
МЕДЬ Си. Обычно почти не содержит изоморфных примесей, иногда в небольших количествах присутствует Fe (до 2,5%), As (до 4%), Au (до 3%). Кристаллическая структура аналогична структуре золота и серебра.
Сингония .кубическая. Кристаллы кубического облика обычно редки. Ча-
Рис. 53. Самородное серебро на кальците. Умен, в 2 раза
ще встречается в виде дендритных срастаний уплощенной формы, проволочных или губчатых выделений и в сплошных массах.
Цвет медно-красный, черта блестящая. Блеск металлический. С поверхности часто покрыта корочкой вторичных минералов. Твердость 2,5—3. Плотность 8,9. Тягучая и ковкая. Излом крючковатый. Обладает высокой электропроводностью.
Происхождение. 1. Экзогенное — медь главным образом находится в зоне окисления медных месторождений в ассоциации с халькозином, купритом, борнитом, лимонитом, малахитом, кальцитом. 2. Гидротермальное — редко, причем всегда низкотемпературное.
Месторождения. Медь — довольно распространенный минерал. В СССР крупные самородки (массой в несколько тонн) были найдены в Дегеленских горах (Казахстан), очень красивые кристаллы меди известны из Турьинских рудников (Урал), в россыпях медь встречена но р. Сархой в Восточном Саяне.
Гидротермальное месторождение меди .в районе оз. Верхнее (Мичиган, США) разрабатывается около 100 лет. Там были встречены самородки массой до 450 т. Самородная медь ассоциирует с цеолитами, кальцитом и сульфидами меди.
Применение. Основными потребителями меди являются электротехника, машиностроение, приборостроение и судостроение. Широко
применяются различные сплавы с Sn, Zn, Ni (бронза, латунь, мельхиор).
ПЛАТИНА Pt. В чистом виде не встречается, обычно она образует твердые растворы с железом, иридием, палладием, родием, осмием,, медью и другими металлами. В связи с этим различают платину ириди-стую, палладистую, родистую и др. Наиболее распространен в природе поликсен (Pt, Fe) с содержанием железа 9—11%. Структура подобна структуре золота.
Сингония кубическая. Обычно находится в неправильных зернах,, самородках.
Цвет стально-серый. Черта блестящая, белая. Блеск металлический. Твердость 4—4,5. Ковкая, излом крючковатый. Отличительными свойствами платины являются большая плотность (15—19), тугоплавкость (температура плавления 1771°) и химическая инертность. Платина растворяется только в царской водке.
Происхождение. Магматическое — генетически связано с ультраос-новными породами (дунитами, перидотитами, пироксенитами), образуя в них вкрапленность или шлировые выделения. Спутниками платины являются оливин, пироксен, хромит, магнетит. В результате выветривания ультраосновных пород платина скапливается в россыпях, откуда добывается промывкой.
Месторождения. Платиноносные россыпи Урала пользуются мировой известностью. Здесь был найден (крупнейший в мире самородок платины массой 9,5 кг. Россыпные месторождения известны в Колумбии. Большое значение имеет попутная добыча платины из магматических медно-никелевых месторождений СССР, КанаДы (Сёдбери), Южной Африки (Риф Меренского).
Применение. Платина — один из валютных металлов; применяется для изготовления химической посуды (тиглей, шпателей, чашек), как катализатор в химической промышленности и как благородный металл в ювелирном деле и медицине.
Неметаллы координационной и слоистой структур
АЛМАЗ С (греч. «адамас» — непобедимый). Внутренняя структура алмаза чрезвычайно прочная. Каждый атом углерода связан с четырьмя другими, тетраэдрически расположенными вокруг него (см. рис. 4).
Сингония кубическая. Облик кристаллов преимущественно октаэдрический (рис. 54), грани ромбододекаэдра и куба встречаются реже. Ребра нередко закруглены, кристаллы кажутся как бы оплавленными.
Цвет различный, чистые разности бесцветны, водяно-прозрачны, иногда имеет оттенки коричневого, красного, желтого, синего и других цветов. Довольно хрупок. Спайность по {111} средняя. Люминесциру-ет голубовато-синим или желтым цветом. Плотность 3,5. Алмаз обладает самой высокой среди минералов твердостью, равной 10. Отличается сильным, так называемым алмазным блеском.
Масса алмазов измеряется в каратах; один метрический карат равен 0,2 г. Алмазы массой более 100 каратов представляют исключительную редкость и имеют собственные имена.
Разновидности. Различают алмазы ювелирные и технические.
Происхождение. Образование алмазов связано в основном с кристаллизацией остаточной магмы ультраосновного состава, ^бгатой ле
тучими соединениями. Кристаллизация алмазов, вероятно, начинается еще до начала извержения магмы, причем для этого необходимы специфические условия: очень высокое давление, приблизительно 60— 80 тыс. атм и сравнительно низкая температура — около 1000°С. Вместе с обломками различных пород в кимберлитах обнаруживается оливин, пироп, ильменит, диопсид, хлорит и другие минералы. Кроме того, алмазы и лонсдейлит образуются в результате ударного метаморфизма пород при падении крупных метеоритов.
Рис. 54. Октаэдрический кристалл алмаза в кимберлите из трубки «Мир» (Якутия). Увел, в 10 раз
Месторождения. В кимберлитах Южной Африки были найдены крупнейшие в мире алмазы: «Куллинан» (3024,75 карата), «Эксцельси-ор» (995,3 карата), «Джонкер» (726 каратов) и др. В Южной Африке разрабатываются россыпи в бассейнах рек Вааль и Оранжевая. Особенно богата алмазами Намибия, где их добыча производится из прибрежных песков и из древних морских террас. В 1976 г. россыпи Намибии дали 1,7 млн. каратов алмазов, большая часть которых — драгоценные камни.
Благодаря богатым алмазным россыпям на одно из первых мест в мире в настоящее время вышла Республика Заир, где добываются главным образом технические алмазы (провинция Шаба). Большое промышленное значение имеют алмазные россыпи Ганы, Сьерра-Леоне и Анголы. Вообще Африка дает около 80—95% всей добычи алмазов в капиталистических странах.
Месторождения алмазов известны также в Бразилии, Венесуэле, Индии, Австралии и на о. Калимантан (Индонезия). Индийские алмазы добывали из россыпей еще в глубокой древности; из Индии происходят первые крупные алмазы, к ним относятся «Орлов» (194,8 карата) и «Шах» (88,7 карата), находящиеся в Алмазном фонде СССР.
В СССР коренные месторождения алмазов разрабатываются в Якутии (кимберлитовые трубки «Мир», «Айхал», «Удачная», «Интернациональная»). Массы наибольших алмазов, найденных в Якутии,
равны 106 каратам («Мария»), 121 карату («60 лет Октября»), 232 каратам («Звезда Якутии»). Недавно найден один из самых больших алмазов массой 342 карата, названный «XXVI съезд КПСС».
Россыпные месторождения известны на Урале и в других местах. Интерес представляют импактитовые месторождения (с лонсдейлитом) в крупных метеоритных кратерах; с ними связаны и некоторые россыпные месторождения.
Применение. На технические алмазы приходится около 75—80% всей мировой добычи алмазов. Примерно 15% всех технических алмазов идет на алмазное бурение (алмазы вставляются в буровые коронки). Технические алмазы используются также в качестве резцов и сверл (фасонные алмазы), для протягивания тончайших проволок (волочильные алмазы, или фильеры) и многих других целей. Низкосортные алмазы широко применяются как абразивный (истирающий) материал. Чистые или равномерно окрашенные прозрачные алмазы являются драгоценными камнями первого класса. Ограненные алмазы называются бриллиантами.
В настоящее время алмазы получают искусственным путем, в основном в результате каталитической реакции, протекающей при высоких температурах и давлениях между графитом и некоторыми металлами (железо, никель, кобальт, хром, платина), а также взрывным методом.
ГРАФИТ С (греч. «графе» — пишу). В отличие от алмаза графит представляет собой гексагональную модификацию углерода (см. рис. 5).	•
Сингония гексагональная. Встречается в виде мелких шестиугольных кристалликов и образует плотные, чешуйчатые, землистые, сферические агрегаты.
Цвет железно-черный. Черта черная, блестящая. Блеск металловидный. Твердость 1. Спайность совершенная. Плотность 2,2. Проводит электричество. Огнеупорен и кислотоупорен. От похожего на него молибденита отличается большей хрупкостью и цветом черты (графит дает черную черту на бумаге, молибденит — голубоватую).
Разновидности. Различают кристаллический, чешуйчатый и аморфный графит. Первый представляет собой агрегаты волокнистых кристаллов, второй имеет форму чешуек или пластинок, третий — плотный, скрытокристаллический. Шунгит — аморфная разновидность углерода, образовавшаяся при метаморфизме каменных углей.
Происхождение. 1. Контактово-метаморфическое. 2. Метаморфическое, в мраморах, гнейсах и кристаллических сланцах. 3. При метаморфизме каменных углей на контакте с траппами.
Месторождения. В СССР: Ботогольское в Восточном Саяне — кристаллический графит, Завальевское и Ждановское на Украине — чешуйчатый графит (метаморфические в гнейсах), Тас-Казган в Каракалпакии (метаморфическое), Ногинское и Курейское в низовьях Енисея — «аморфный» графит (при метаморфизме углей).
За рубежом месторождения графита известны на о-вах Шри-Лапка, Мадагаскар, в Австралии, США ,и Чехословакии.
Применение. Графит употребляется в металлургической промышленности (тигли, литейное дело), как смазочный материал, при производстве красок, карандашей, в электропромышленности (электроды).
Неметаллы кольцевой структуры
СЕРА S8. Иногда содержит примеси Se. Для кристаллической структуры серы характерны молекулярные восьмерные кольца (рис. 55).
Сингония ромбическая. Кристаллы имеют дипирамидальный облик, дипирамиды усечены (рис. 56) и образуют 'красивые друзы. Часто встречаются в сплошных массах и натечных формах.
Ъ	-в
Рис. 55. Структура серы:
а — молекулярное кольцо Se в плайе и б — в поперечном сечении; в — характер упаковки молекулярных колец серы в структуре ромбической серы
серы
Цвет желтый, бурый и черный от включения битумов. Черта светло-желтая. Кристаллы просвечивают. Блеск на гранях стеклянный до алмазного, в изломе жирный, смолистый. Излом неровный до раковистого. Очень хрупкая. Твердость 1,5—2. Спайность отсутствует. Плотность 2,07. Сера легко плавится и при 270° горит синим пламенем с выделением SO2. Диэлектрик, при трении заряжается отрицательно.
Происхождение. 1. Осадочное, биохимическое, отчасти образуется благодаря жизнедеятельности серных бактерий; ассоциирует с гипсом, битумами. 2. При разложении гипсоносных толщ. 3. В зоне окисления сульфидов. 4. В результате возгона при вулканической деятельности дает порошковатые налеты, корки, натечные образования.
Месторождения. В СССР осадочные месторождения известны в Туркмении (Гаурдак), Узбекиста-
не (Шорсу), Поволжье (Алексеевское), вулканические — на о-вах Эбе-ко, Парамушир и Кунашир (Курильские острова).
Из зарубежных стран серой богаты Италия (о. Сицилия) и Польша. Крупные осадочные месторождения находятся в штатах Техас и Луизиана (США).
Применение. Сера идет главным образом на получение серной кислоты — основы химической промышленности; употребляется в текстильной и резиновой промышленности, для производства красок, взрывчатых веществ и для борьбы с вредителями сельского хозяйства.
- ?r. -	г -
СУЛЬФИДЫ И ИХ АНАЛОГИ
К этому 'классу относятся минеральные виды, представляющие собой соединения металлов .и полуметаллов переходных элементов с серой, мышьяком, селеном и теллуром. Видообразующими элементами кроме серы и мышьяка являются в основном Fe, Си, Zn, Pb, Sb, Ag, Au, Bi, Co, Ni. Остальные встречаются преимущественно в рассеянном состоянии и самостоятельные виды минералов образуют очень редко (Se, Cd, In, Ga, Ge, Те и др.).
Сульфиды и их аналоги характеризуются ярко выраженным ковалентным типом химической связи между слагающими их атомами с донорно-акцепторным характером ее проявления и существенным вкладом металлических и остаточных связей. Донор но-акцепторные связи преобладают в сульфидах, содержащих металлы с заполненной d-оболочкой. Они стремятся к устойчивой 18-электронной конфигурации (10+4x2), которая реализуется путем обмена четырех пар (4X2) электронов между металлом и ионами S2". Вследствие этого возникают четыре разнонаправленные связи, обеспечивающие тетраэдрическую координацию ионов серы и таких ионов, как Cu+, Ag+, Zn2+, Ga3+, Ge4+ и т. д.
Металлическая связь обычно проявляется в сульфидах, содержащих металлы с незаполненной d-оболочкой. Достройка до устойчивой 18-электронной конфигурации осуществляется за счет электронов металлической связи, при обмене электронами межкоординатных d-орбиталей соседних атомов железа, окруженных шестью ионами серы, как это имеет место, в частности, в пирротине Fe*.,tS. Атомы других металлов переходных элементов в большинстве сульфидов также находятся в окружении шести атомов S или As. Искаженную октаэдрическую координацию (3+3) имеют и атомы РЬ в галените и других минералах. В сульфидах Hg, Си, Ag металлы кроме четверной могут находиться в двойной координации с образованием спиральных цепочек. В сульфидах As, Sb и Bi металлы находятся в тройном (зонтичном) окружении атомов серы. Подобная координация имеет место в анионных радикалах сульфосолей. В сульфидах с преобладанием ковалентно-молекулярного типа химической связи характерно образование группировок с парной координацией, реализующейся, например, в кольцевых молекулах реальгара (As4S4).
Изо- и гетеродесмический характер химической связи определяет разнообразие структурных мотивов в сульфидах. Многие из них имеют координационную, островную, цепочечную, слоистую и каркасную структуры.
Для большинства сульфидов характерно широкое развитие изо- и гетеровалентного изоморфизма. Например, в сфалерите ZnS Fe2+ и Мп2+ образуют изовалентную примесь; вхождение пары Си+ и Fe3+ или Ag+ и Ga3+ происходит по схеме гетеровалентного изоморфизма (2R2+= = R++R3+). Обычная для галенита PbS примесь Ag+ и Sb3+ (или Bi3+) также отвечает случаю гетеровалентного изоморфизма. Изоморфные замещения характерны и для анионов. Например, в том же галените часто присутствуют Se2- и Те2- (изовалентный изоморфизм), в пирите FeSz нередко обнаруживается примесь As3-, обычно в паре с Со3+ (гетеровалентный изоморфизм по схеме R2++A22“->R3|+A23~), в блеклых рудах замещения в анионных радикалах происходят по схеме изовалентного изоморфизма [(As|_„Sb71)S3]3“.
Кристаллохимические особенности сульфидов и их аналогов каждого структурного мотива зависят от того, являются ли оии+оединеии-
ями металлов с анионами или молекулярными постройками. В соответствии со строением анионных радикалов и молекулярных группировок среди сульфидов и их аналогов каждого структурного мотива могут быть выделены: 1) моносульфиды и их аналоги (анионы S2~, As2~ и др.), 2) дисульфиды и их аналоги (анионы [S2]2-, [Asa]3-, [AsS]3~, [AS4]4-), 3) островные сульфиды и их аналоги (кольцевые молекулы [AS4S4], комплексные анионы типа [AsS3]3~, [SbS3]3~, [AsS4]3-), 4) цепочечные сульфиды и их аналоги (простые и более сложные гетероани-онные цепочечные радикалы типа [Sb2S4]2-, [Sb4Sn]10—) и 5) слоистые сульфиды и их аналоги.
Отмеченные кристаллохимические особенности сульфидов и их аналогов, типы химической связи и изменчивость химического состава определяют характерные для сульфидов физические свойства и кристалломорфологические черты.
Для большинства сульфидов с ковалентно-металлическими химическими связями характерны металлический блеск, высокая электропроводность, полупроводниковые свойства. Цвет их серый, желтоватый или бронзово-желтый. Слоистые и цепочные сульфиды имеют низкую твердость — от 1 до 2,5. Координационные моносульфиды имеют умеренную твердость — от 2 до 4, а у дисульфидов и их аналогов с большой долей ковалентности твердость достигает 6—6,5. Существенно ковалентные моносульфиды с координационной (сфалерит), цепочечной (киноварь), молекулярно-слоистой (аурипигмент), молекулярно-островной (реальгар) и' островной (прустит) структурами отличаются алмазным блеском, полупрозрачностью, яркими окрасками, высокой хрупкостью, низкой и умеренной твердостью. Большая часть сульфидов имеет высокую плотность (до 8,5), за исключением сульфидов мышьяка.
Сульфиды обычно образуют сплошные .кристаллически-зернистые массы, вкрапленность или встречаются в виде кристаллов. Сульфиды с цепочечной структурой часто представлены агрегатами удлиненно-призматических и тонкоигольчатых кристаллов с совершенной спайностью по удлинению (антимонит, висмутин, сульфосоли свинца). Для слоистых сульфидов и их аналогов характерна уплощенно-таблитчатая форма кристаллов и весьма совершенная спайность в одном направлении (молибденит, тетрадимит, аурипигмент).
Сульфиды имеют в основном гидротермальное происхождение. Кроме того, они образуются в магматических процессах и иногда в гипергенных условиях в зоне вторичного сульфидного обогащения и в осадочных породах. Сульфиды, обнаружены в метеоритах и образцах, доставленных с Луны. В поверхностных условиях сульфиды и их аналоги неустойчивы и легко разрушаются. В процессе их окисления они переходят главным образом в растворимые сульфаты. За их счет образуются различные вторичные минералы — окислы, карбонаты, сульфаты, арсенаты, силикаты, а также самородные металлы.
В общей сложности среди сульфидов и их аналогов в настоящее время известно более 250 минеральных видов. Однако распространены и образуют значительные скопления не более 20 из них. Сульфиды и их аналоги являются важнейшими рудами цветных, благородных и многих редких металлов.
СИСТЕМАТИКА
Сульфиды и арсениды координационной структуры Сульфиды с одиночными анионами типа S2~ (моносульфиды)
Простые
Группа халькозина: халькозин Cu2S (мон. с.), аргентит Ag2S (ромб, с.) и их полиморфные модификации.
Группа галенита (куб. с.): галенит PbS, алабандин MnS, алтаит РЬТе и др.
Группа сфалерита: сфалерит ZnS (куб. с.), вюртцит ZnS (гекс, с.) и его политипы; метациннабарит HgS (куб. с.), киноварь HgS (триг.с.).
Группа пирротина: троилит FeS (гекс, с.), пирротин Fei_nS (мон. с.) и его модификации, никелин NiAs (гекс, с.) и др.
Сложные
Группа халькопирита (тетр, с.): халькопирит *CuFeS2, станнин Cu2FeSnS4, борнит CusFeS^ галлит CuGaS2, германит CuGeS2 и др.
Группа кубанита: кубанит CuFe2S3 (ромб. с.).
Группа пентландита: пентландит (Ni, Fe^Se (куб. с.).
Сульфиды и арсениды с анионами типа [S2]2-, [AsS]2-, [As2]3-, [AsJ4- и их аналоги
Простые
Группа пирита: пирит Fe[S2] (куб. с.), марказит Fe[S2] (ромб. с.).
Группа сперрилита: сперрилит Pt[As2] (куб. с.).
Семейство сульфоарсенидов и арсенидов Fe, Со и Ni: арсенопирит Fe[AsS] (мон. с.), кобальтин CofAsS] (куб. с.), герсдорфит NifAsS] (куб. с.), леллингит Fe[As2] (ромб, с.), саффлорит (Со, Fe) [As2] (ромб, с.), раммельсбергит Ni[As2] (ромб, с.), скуттерудит Co4[As4]3 (куб. с.), шмальтин (Со, Ni)4[As4]3 (куб. с.), хлоантит Ni4[As4]3 (куб. с.) и др.
Сульфиды островной структуры Сульфиды с островными молекулами
Простые
Группа реальгара: реальгар [AS4S4] (мон. с.).
Сульфиды с анионами типа [AsSJ3-, [AsS^h др.
Простые (сульфосоли)
Группа красных серебряных руд (триг. с.): прустит Ag3[AsS3], пираргирит Ag3[SbS3].
Группа энаргита: энаргит Cu3[AsS4] (ромб. с.).
Сложные (сульфосоли)
Группа блеклых руд (куб. с.): теннантит Cu+6Cu2+6[AsS3]4S, тетраэдрит Cu+6Cu2+6[SbS3]4S и др.
Сульфиды цепочечной структуры Сульфиды с цепочечными радикалами типа Sb2S3
Простые
Группа антимонита (ромб, с.): антимонит Sb2S3, висмутин Bi2S3. Группа миллерита: миллерит NiS (триг. с.).
Сульфиды с цепочечными радикалами типа Sb2S4, Sb4Sn и др.
Простые и сложные (сульфосоли)
Группа джемсонита: джемсонит Pb4Fe[Sb6Si4] (мон. с.), буланжерит Pbs[Sb4Sii] (мон. с.), бертьерит Fe[Sb2S4] (ромб. с.).
Группа козалита: козалит Pb2Bi2Ss (ромб. с.).
Группа бурнонита (ромб, с.): бурнонит CuPbSbSs, айкинит CuPbBiS3.
Сульфиды слоистой структуры к
Простые
Группа аурипигмента (мон. с.): аурипигмент As2S3.
Группа молибденита: молибденит MoS2 (гекс, с.), тунгстенит WS2 (гекс, с.) и их политипы.
Группа тетрадимита (триг. с.): тетрадимит Bi2Te2S, теллуровисму-тит Bi2Te3, жозеит A Bi4TeS2 и др.
Сложные
Группа ковеллина: ковеллин Cu+2Cu2+S[S2] (гекс, с.).
Сульфиды и арсениды координационной структуры
Сульфиды с одиночными анионами типа S2- (моносульфиды)
Простые
ХАЛЬКОЗИН (медный блеск) Cu2S (Си 79,8%). Название происходит от греческого слова «халькос» — медь. Низкотемпературная модификация имеет искаженную плотнейшую гексагональную упаковку атомов S, атомы Си имеют К- Ч.=2. Высокотемпературные модификации близки к антифлюоритовой структуре и характеризуются дефицитом меди. Их состав отвечает формуле Cu2-nS.
Сингония моноклинная. Кристаллы редки, обычно встречается в сплошных массах, плотный.
Цвет и черта свинцово-серые до черного. Блеск металлический, тускнеющий со временем. Спайность несовершенная. Твердость 2,5— 3. Плотность 5,7. Характерные признаки халькозина — небольшая твердость, ковкость и свинцово-серый цвет.
ПрОисхождение. Образуется в зоне вторичного сульфидного обогащения (в зоне цементации) медных месторождений в результате, реакций. растворов сульфатов меди с неокисденными сульфидными рудами. Реже имеет гидротермальное происхождение. Ассоциирует с борнитом CusFeSt, блеклыми рудами, ковеллином, халькопиритом CuFeS2 и другими сульфидами. При окислении переходит »в малахит Си2[СОз](ОН)2, куприт Си2О, самородную медь и другие минералы.
Месторождения. В СССР: Джезказган, Коунрад (Казахстан), Алмалык (Узбекистан), Турьинские рудники (Урал). За рубежом: в США — Бьютт (Монтана), Бингхэм (Юта), Бисби (Аризона); в Югославии — Бор.
Рис. 57. Структура галенита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
Применение. Халькозин является важной медной рудой.
ГАЛЕНИТ (свинцовый блеск) PbS (Pb 86,6%). Часто содержит изоморфные Ag, Sb, Bi. Кристаллическая структура типа NaCl (рис. 57).
Сингония кубическая. Преобладают кристаллы кубооктаэдрического габитуса (рис. 58). Обычно образует зернистые, сплошные агрегаты.
Цвет свинцово-серый. Черта, серовато-черная. Блеск сильный металлический, на гранях иногда тусклый. Характерна совершенная спайность по кубу. Хрупкий. Твердость 2,5. Плотность 7,5. Галенит узнается по цвету, совершенной спайности, небольшой твердости и значительной плотности.
Происхождение. 1. Гидротермальное (средне- и низкотемпературное) — встречается в жилах, метасоматических телах, а также в скарнах. Характерна тесная ассоциация галенита со сфалеритом и сульфидами серебра и меди — в полиметаллических рудах. Встречается так
Рис. 58. Кристаллы галенита
же совместно с пиритом, пирротином и другими сульфидами, с баритом, •кварцем и кальцитом. 2. Осадочное — образует вкрапленность, главным образом в битуминозных карбонатных породах. В зоне окисления галенит неустойчив и легко разрушается с образованием церуссита РЬ[СО3], англезита Pb[SO4], пироморфита РЬ3[РО4]3С1 и других минералов.
Месторождения. В СССР: скарновые — Дальнегорское (Приморский край), Кансай, Алтын-Топкан, Кургашинкан (Средняя Азия); ‘гидротермальные, жильные и метасоматические — на Северном Кавказе (Садонское); вулканогенно-осадочные — на Алтае (Лениногорс-кое, Зыряновское, Белоусовское и др.), месторождения Нерчинской группы (Забайкалье), Горевское (Енисейский кряж); низкотемпературные в карбонатных толщах — месторождения Центрального Казахстана и хр. Каратау (Жайрем, Миргалимсайское, Ачисайское). За рубежом: месторождения Салливан (Канада), Брокен-Хилл, Мак-Артур, Маунт-Айза (Австралия), район Три-Стейт (Миссури, Канзас, Оклахо-, ма в США), а также в Польше, ЧССР (Кутна-Гора), Мексике, Чили| и других странах.
Применение. Галенит является важнейшей рудой на свинец и попутно на серебро, висмут и другие металлы.
СФАЛЕРИТ (цинковая обманка) ZnS (Zn 67,1%). В виде изоморфных примесей содержит железо, кадмий (0,5—1%), индий (дс 0,1%), галлий (до 0,1%), германий (до 0,3%). Кристаллическая струк тура алмазоподобна. В плотнейшей кубической упаковке атомы серь и цинка находятся в тетраэдрической координации (рис. 59). Друга5 полиморфная модификация ZnS — вюртцит — характеризуется гекса тональной плотнейшей упаковкой. Часто встречаются ромбоэдрически .политипы, отличающиеся порядком чередования слоев с кубической 1 гексагональной плотнейшими упаковками.
Сингония кубическая. Кристаллы имеют тетраэдрический облик (рис. 60); агрегаты — сплошные, зернистые, массивные и полосчатые, реже скрытокристаллические и почковидные/
Рис. 59. Структура сфалерита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
черного цвета называется м а р м
Рис. 60. Кристаллы сфалерита тетраэдрического габитуса
Цвет преимущественно коричневый, бурый до черного и желтый до бесцветного. Нередко прозрачен или просвечивает. Черта от светлой у бесцветного и желтого сфалерита до темно-коричневой у разностей черного цвета. Сфалерит обладает совершенной спайностью по ромбододекаэдру. Блеск алмазный. Твердость 3,5—4. Плотность 3,9—4,1.
Разновидности. Высокотемпературная железистая разновидность а тит ом. Низкотемпературный бесцветный или светло-желтый сфалерит без примесей железа носит название клейофана, а скрыто-кристаллический" и почковидный — брункита.
Происхождение. 1. Гидротермальное — с галенитом, халькопиритом, пиритом ,и другими минералами-широко распространен в метасоматических залежах и рудных жилах. 2. Экзогенное — в осадочных,
породах, иногда в месторождениях угля. При окислении сфалерит переходит в смитсонит 7п[СОз] и каламин /щ^гОуЦОНЦ-НгО.
Месторождения. В СССР: полиметаллические месторождения Алтая, Средней Азии, Забайкалья и месторождения колчеданного типа на Урале. В прекрасных друзах встречается на Дальнегорском -месторождении в Приморье. За рубежом: крупные месторождения (совместно с галенитом) в районе Три-Стейт (Миссури, Канзас, Оклахома) и других районах США, а также в Швеции, Чехословакии, Польше, Испании и Японии.
Применение. Сфалерит — важнейшая руда на цинк и попутно на редкие металлы и рассеянные элементы.
КИНОВАРЬ HgS (Hg 86,2%). Кристаллическая структура киновари близка к тригонально-деформированной структуре типа галенита, в которой атомы Hg и S с К-Ч-=2 образуют бесконечные винтовые депочки вдоль оси С. Кубическая полиморфная модификация HgS — метациннабарит — имеет структуру сфалерита.
Сингония тригональная. Встречается главным образом в виде зернистых агрегатов и вкрапленности, сплошных или землистых масс, налетов и примазок. Кристаллы изометрической формы, иногда двойники прорастания.	\
Цвет киновари в кристаллах яркий темно-красный, в землистых массах — алый. Черта красная. В тонких обломках прозрачна. Блеск алмазный, иногда со слабой свинцово-серой побежалостью. Твердость 2—2,5. Плотность 8.
Происхождение. Киноварь характерна для низкотемпературного гидротермального процесса; обычно встречается совместно с антимонитом, реальгаром, флюоритом, баритом и халцедоном, иногда с самородной капельно-жидкой ртутью и кордероитом Hg3S2C12. Находится в карбонатных породах, иногда в песчаниках и сланцах, образуя вкрапленность и прожилки.
Месторождения. В СССР: Хайдарканское и Чаувайское в Киргизии, Никитовка в Донбассе, Акташское и Чаган-Узун на Алтае, Пламенное на Чукотке и др. За рубежом: Альмаден (Испания), Монте-Амиата (Италия), Кордера (США), а также в Югославии и Китае.
Применение. Киноварь — главнейший минерал ртутных руд и ценная природная краска. Ртуть используется в электротехнике, приборостроении, во взрывных материалах, химической промышленности « др.
ПИРРОТИН (магнитный колчедан) Fei-nS. Иногда содержит примеси Си, Ni и Со. Представлен несколькими модификациями, отличающимися содержанием железа и дефектностью структуры. В троилите FeS атомы серы образуют плотнейшую гексагональную упаковку, в которой атомы железа находятся в октаэдрической координации (рис. 61).
Рис. 61. Структура троилита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
В высокотемпературной модификации FeS атомы серы сближены, < одна из позиций серы вакантна. В гексагональном и моноклинном пир ротине чередуются слои троилитового типа разной степени дефектно
ста с образованием политипов нестехиометричного состава, обусловленного дефицитом атомов Fe на границах блоков.
Кристаллы, обычно гексагонального облика, довольно редки. Как правило, образует сплошные либо мелкозернистые массы и вкрапленность.	i
Цвет бронзово-желтый, иногда радужный. Черта серо-черная. Блеск на свежей поверхности металлический, иногда тусклый. В различной степени магнитен. Хрупкий. Твердость 4. Плотность 4,5.
Происхождение и месторождения; 1. Магматическое — в связи с основными горными породами в ассоциации с пентландитом и халькопиритом (Норильское месторождение, Мончетундра на Кольском полуострове). 2. Контактово-метасоматическое или скарновое с полиметаллическими рудами, в кристаллах (Дальнее в Приморье, Трепча в Югославии). 3. Гидротермальное. 4. Встречается среди метаморфических и осадочных пород. В зоне окисления разрушается с образованием сульфидов и гидроокислов железа.
П рименение. Используется для производства серной кислоты.
НИКЕЛИН NiAs (Ni 43,9%). Содержит примеси Fe, Со, S, Sb. Кристаллическая структура подобна структуре троилита.
Сингония гексагональная. Встречается в сплошных массах, ^краплениях, в почковидных зонально-концентрических срастаниях. Кристаллы редки.
Цвет светлый медно-красный. Черта буровато-черная. Блеск металлический. Спайность несовершенная. Излом неровный. Твердость 5—5,5. Плотность до 7,8. От борнита отличается *большей твердостью, отсутствием побежалости.
Происхождение. Гидротермальное — в карбонатных жилах вместе с другими сульфидами и арсенидами никеля и кобальта.
Месторождения. В СССР; в рудах Ховуаксинского месторождения (Тува). За рубежом; в месторождениях Рудных гор (ГДР, ЧССР).
Сложные
ХАЛЬКОПИРИТ (медный колчедан) CuFeSs (Си 34,6%). Часто содержит изоморфную примесь Ag. Структура близка к структуре сфалерита, в которой элементарная ячейка удвоенаГа позиции каждой пары атомов цинка попеременно заняты атомами меди и железа (рис. 62). В полиморфной кубической модификации — талнахите — распределение атомов Fe и Си неупорядоченно.
Сингония тетрагональная. Кристаллы, обычно тетраэдрического вида, встречаются редко; в основном образует вкрапленность, а также сплошные массы.
Цвет латунно-желтый. Черта черная или зеленовато-черная. Блеск металлический. Хрупкий. Твердость 3,5—4. Плотность 4,2. Иногда характерна пестрая побежалость. От пирита отличается меньшей твердостью.
Происхождение. 1. Магматическое — в ассоциации с пирротином и пентландитом. 2. Скарновое — с андрадитом, магнетитом, шеелитом, пирротином. 3. Гидротермальное — с пиритом, пирротином, сульфидами Pb, Zn, Си и др. 4. Экзогенное — в осадочных породах. В зоне окисления за счет разрушения халькопирита образуются самородная медь, халькозин, ковеллин, куприт, малахит, азурит, хризоколла и др.
Месторождения. В СССР: Норильское, Талнахское — магматические; Турьинские рудники на Урале — скарновые; Коунрад в Казахстане, Алмалык в Узбекистане — гидротермальные; Дегтяоское Кяпя-
:,;>яв	ft.**	тзвт-------s--^--~~:-
тинское, Комсомольское, Сибай, Гайское и другие на Урале, «50 лет Октября» в Мугоджарах, Алаверды и Шамлуг в Армении — колчеданные; Джезказган в Казахстане и Удоканское в Читинской области_
тип медистых песчаников. За рубежом: Сёдбери (Канада) — магма-(Ическое; Бингхем (Юта, США), Чукикамата и др. (Чили) — тип вкрапленных и прожилково-вкрапленных гидротермальных руд; месторождения Замбии (Африка) — тип медистых песчаников.
Применение. Халькопирит — важнейшая руда на медь; попутно^ из него извлекают серебро, индий и другие металлы.
Рис. 62. Структура халькопирита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
I
I

«Й-
tf-.,
СТАННИН (оловянный колчедан) CuJFeSnS4 (Sn 27,61%, Си 29,58%). Иногда содержит примесь цинка до нескольких процентов. Структура подобна структуре сфалерита с учетверенной элементарной ячейкой, в которой позиции четырех атомов цинка заняты атомами меди, железа и олова.
Сингония тетрагональная. Кристаллы очень редки. Характерны неправильные зерна и сплошные зернистые массы.
Цвет стально-серый. Черта черная. Хрупкий. Твердость около 3,5. Плотность 4,4. Хорошим диагностическим признаком является оливково-зеленоватый оттенок минерала в свежем изломе, по которому он отличается от очень похожих на него блеклых руд.
Происхождение. Гидротермальное (сульфидно-касситеритовая формация), встречается совместно с касситеритом, сфалеритом, халькопиритом, пирротином и другими сульфидами.
Месторождения. Станнин встречается редко. В СССР известен во многих месторождениях (в частности, в Приморье и Восточном Забайкалье), но в небольших количествах. Вместе с касситеритом используется как руда на олово (Боливия).
БОРНИТ (пестрая медная руда) Cu5FeS4 (Си до 64%). Иногда содержит изоморфные примеси Ge, Re, Se, Те. Встречается в четырех полиморфных модификациях. Структура высокой пературной кубической модификации, устойчивой выше 228°С, антифлюоритового типа;
для низкотемпературной тетрагональной модификации установлена октаэдрическая 'координация атомов железа и двойная — меди. Промежуточные тригональные модификации характеризуются тетраэдрической координацией атомов Си и Fe в слоистых блоках [CusFeSj2- со структурой сфалерита, связанных катионами Си+, их формула Cu2[Cu3FeS4]. Особенности структуры объясняют широкий изоморфизм высокотемпературной модификации с халькозином и промежуточной — с халькопиритом, которые часто присутствуют в виде включений распада твердого раствора.
Кристаллы кубического и октаэдрического облика встречаются редко; обычно образует сплошные массы и вкрапленность.
Цвет темный, бронзово-красный с яркой синей и фиолетовой по-
Рис. 63. Структура пентландита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях; в — расчлененный фрагмент структуры, показывающий позицию в октаэдрической координации Fe, Ni или Со и в тетраэдрической — Ni (густая штриховка) и Fe (редкая штриховка)
бежалостью. Черта серовато-черная. Блеск полуметаллический. Излом неровный и раковистый. Хрупкий. Твердость Зг Плотность 5—5,2.
Происхождение. 1. В гидротермальных медно-порфировых, колчеданных и полиметаллических месторождениях. 2. В зоне вторичного -сульфидного обогащения медных руд. 3. В медистых песчаниках.
Месторождения. В СССР: в колчеданных месторождениях Урала (Левиха), Кавказа (Алаверды, Уруп и др.), в медистых песчаниках Джезказгана (КазССР) и др. За рубежом: Бор (Югославия), Колорадо (Мексика), Чукикамата (Чили), Бьютт (США), Цумеб (Намибия) и др.
Применение. Ценная руда на медь.
ПЕНТЛАНДИТ (Ni, Fe)gS8 (Ni 22—42%). Содержит примеси Со. Кристаллическая структура координационная с каркасным мотивом. В плотнейшей кубической упаковке атомов S восемь катионов (4Fe-p +4Ni) занимают позиции 'в центре восьми тетраэдров с общими ребрами. Октеты соединяются между собой непосредственно через общие вершины тетраэдров. Внутри каждого октета располагается октаэдрическая пустота, которая может быть занята атомами железа, никеля или кобальта (рис. 63).
Сингония кубическая. Обычно образует сплошные зернистые массы, иногда крупнозернистые агрегаты с величиной зерен до 4—5 см, на
которых хорошо обнаруживается совершенная спайность по октаэдру, с характерными треугольными ямками выкрашивания.
Цвет светло-бронзовый, светлее, чем у пирротина. От последнего отличается также отсутствием магнитных свойств. Блеск металлический. Твердость 3,5—4. Плотность 4,9.
Происхождение. Магматическое — в связи с ультраосновными и основными породами (перидотиты, габбро-нориты и др.). Характерна тесная ассоциация пентландита с пирротином и халькопиритом. Нахождение двух последних минералов среди ультраосновных пород всегда указывает на возможное присутствие пентландита.
Месторождения. В СССР: в Красноярском крае (Норильское, Тал-нахское), в Мурманской области (Печенга). За рубежом: крупные месторождения в Канаде (Сёдбери) и Южно-Африканской Республике (Бушвельд).
Применение. Пентландит — важнейшая руда на никель. Никель используется как добавка к сталям и в сплавах (латунь, мельхиор, бронза и др.).
Сульфиды и арсениды с анионами типа [S2]4~, [AsS]2~, [As2]3-, [As4]4 и их аналоги
Простые
ПИРИТ (серный колчедан) Fe[S2] (Fe 46,0%; S 53,4%). Часто содержит изоморфные примеси As, Со и Ni. Кристаллическая структура типа NaCl, в которой позиции атомов С1 занимают сдвоенные анионы [S2]2“, ориентированные вдоль осей 3-го порядка, а ионы Fe2+ находятся в центре октаэдров (рис. 64).
Сингония кубическая. Кристаллы в виде кубов со взаимно перпендикулярной штриховкой на гранях (см. рис. 18), реже в виде пентагон-д©декаэдров и октаэдров. Образует сплошные зернистые массы и вкрапленность.
Цвет соломенно-желтый. Черта черная. Блеск металлический. Спайности нет. Излом неровный, иногда раковистый. Твердость 6—6,5. Плотность около 5. Пирит хорошо распознается
по цвету, форме кристаллов и боль-	COJ) S2
той твердости.
Происхождение. Пирит — самый Рис. 64. Структура пирита распространенный сульфид. Он образуется при различных геологических процессах: магматическом, гидротермальном, осадочном, метаморфическом. В зоне окисления пирит неустойчив и переходит в бурые окислы железа (лимонит), сера при этом фиксируется в гипсе и других сульфатах. Часто встречаются псевдоморфозы лимонита по пириту. Железные шляпы рудных месторождений образуются в основном при разрушении пирита.
Месторождения. В СССР: колчеданные месторождения пирита (и халькопирита) приурочены к толще метаморфизованных эффузивных и осадочных пород палеозойского возраста, вытянутой в виде полосы
вдоль Уральского хребта почти на 300 км. Наиболее важными месторождениями являются Калатинское, Дегтярское, Комсомольское, Синайское и Учалинское. За рубежом: Рио-Тинто (Испания) — гидротермальное, Сулительма (Норвегия) — магматическое и др.
Применение. Пирит — важное сырье для получения серной кислоты. При переработке также иногда используются примеси — Си, Zn, Au, Se, а огарки от обжига — как железная руда.
МАРКАЗИТ Fe[S2]. Часто содержит примеси As, Т1 и др. В кристаллической структуре марказита ионы Fe2+ находятся в центре октаэдров, а гантели [S2J2- в отличие от структуры пирита расположены в плоскости, параллельной {001}.
Сингония ромбическая. В отличие от пирита никогда не встречается в кубических кристаллах. Обычен в виде желваков, конкреций, сферолитовых корок, гребенчатых и копьевидных агрегатов. По физическим свойствам близок к пириту, от которого отличается по морфологии и меньшей устойчивости в окислительных условиях.
Происхождение. В основном экзогенное. Иногда образуется в низкотемпературных гидротермальных месторождениях. Часто встречается в угленосных породах, песчаных и глинистых отложениях, в зоне окисления рудных месторождений.
Самостоятельных месторождений не образует. Так же, как. и пирит, является вредной примесью в углях и огнеупорных глинах, поу^исая огнеупорность последних.
АРСЕНОПИРИТ (мышьяковый колчедан) Fe[AsS] (Fe 34,3%; As 46,0%: S 19,7%)- Кристаллическая структура e подобна структуре марказита.
Сингония моноклинная. Кристаллы призматические, иногда вытянутые, шестоватые с характерной комбинационной штриховкой, а также тройники; аг,регаты плотные, зернистые.
Цвет оловянно-белый. Черта серовато-черная. Блеск металлический. Спайность несовершенная. Хрупкий. Твердость 6. Плотность 6. При скользящем ударе стальным предметом выбиваются искры, причем появляются характерный дымок и чесночный запах мышьяка.
Происхождение. В большинстве случаев гидротермальное (высоко-и среднетемпературное). Спутниками являются касситерит SnO2, вольфрамит (Fe, Мп) [WO4], сфалерит ZnS, галенит PbS, руды золота, серебра и меди. Возможно и контактово-метасоматическое (скарновое) происхождение. В поверхностных условиях арсенопирит переходит в скородит Fe[AsO4] -2Н2О.
Месторождения. В СССР: на Урале — Кочкарское и Джетыгара, в Средней Азии — Уч-Имчак, в Восточной Сибири — Дарасунское и Запокровское. За рубежом арсенопирит добывается в Швеции и некоторых других странах.
Применение. Арсенопирит — главнейший минерал мышьяка, который используется в сельском хозяйстве для борьбы с вредителями и для протравы семян, а также в кожевенной, красочной и других отраслях промышленности.
КОБАЛЬТИН (кобальтовый блеск) Co[AsS] (Со 35,4%; As 45,3%). Кристаллическая структура подобна структуре пирита (см. рис. 64).
Сингония кубическая. Кристаллы кубического или октаэдрического облика; агрегаты зернистые, плотные.
Цвет белый, сталыю-серый с характерным розоватым оттенком (важно для диагностики). Черта серо-черная. Блеск металлический. Спайность средняя. Твердость 5,5. Плотность 6,3.
Происхождение. Гидротермальное — встречается в жилах с арсенопиритом Fe[AsS], арсенидами кобальта и никеля, халькопиритом £UFeS2, самородным серебром Ag, аргентитом Ag2S, уранинитом ПО2, сидеритом Fe[CO3], кальцитом Cai[CO3], а также в скарнах с глаукодотом (Со, Fe)-[AsS], магнетитом FeFe2O4 и другими минералами. В зоне окисления неустойчив и переходит в эритрин Co3[AsO4]2-8H2O розового цвета.
Месторождения. В СССР: Дашкесанское в Закавказье. За рубежом: Кобальт (Канада), Скуттеруд (Норвегия), Бу-Аззер (Марокко).
Применение. Кобальтин — важный минерал на кобальт, который применяется в металлургии качественных сталей и в сплавах, а также для получения синего стекла и фарфора.
ШМАЛЬТИН (Со, Ni)4 [As4]3. Промежуточный член изоморфного ряда скуттерудит Co4[As4]3 — хлоантит Ni4[As4]3, часто содержит примеси Fe и S. В кристаллической структуре катионы занимают узлы восьми примитивных кубических ячеек, шесть из которых центрировано квадратно-призматическими анионами [As4]4~ со взаимно перпендикулярной ориентировкой.
Сингония кубическая. Обычно образует плотнокристаллические массы и зонально-концентрические агрегаты, иногда встречается в виде кристаллов, преимущественно кубооктаэдрического габитуса, нередко с искривленными гранями.
Цвет оловянно-белый до стально-серого. Черта серовато-черная. Блеск металлический на гранях и свежих сколах и тусклый на измененной поверхности. Хрупкий. Спайность несовершенная. Излом неровный. Твердость 5,5—6. Плотность около 7.
Происхождение. Среднетемпературное гидротермальное. Арсениды Со и Ni характерны для месторождений пятиэлементной Ag—Bi—U— —Со—Ni-формации, где встречаются вместе с самородным серебром, висмутом, мышьяком, красными серебряными рудами, настураном и другими минералами. Обнаружены также в поздних образованиях скарновых железорудных месторождений и пр. В зоне окисления арсениды Со и Ni замещаются аннабергитом Ni3[AsO4]2-8H2O и эритрином Ceja [ AsO4] 2 • 8Н2О.
Месторождения. В СССР наибольшую известность имеет Ховуак-синское месторождение (Тува) Со—Ni—As-формации в карбонатных жилах, секущих скарны. За рубежом известны месторождения Бу-Аззер (Марокко), Кобальт (Канада), Рудных гор (ЧССР, ГДР) и др.
Применение. Важная составная часть Со—Ni-руд.
Сульфиды островной структуры Сульфиды с островными молекулами
[Простые
РЕАЛЬГАР [As4S4], В основе кристаллической структуры — молекулярные восьмерные кольца [As4S4], подобные молекулам [S8] в структуре серы (см. рис. 55).
Сингония моноклинная. Кристаллы короткопризматические, образуют друзы. Также встречается в зернистых и землистых агрегатах и в виде налетов.
Цвет ярко-красный, оранжево-красный. Черта светло-оранжевая. Блеск алмазный. При длительном и сильном освещении яркость и окраска теряются, реальгар разрушается и переходит в аурипигмент As2S3 и арсенолит As2O3. Хрупкий. Твердость 1,5—2. Плотность 3,5.
Происхождение. Гидротермальное (низкотемпературное). Обычно ассоциирует с аурипигментом, а также с другими минералами мышьяка и с антимонитом Sb2Ss; присутствует в некоторых серебряных, золотых и полиметаллических месторождениях (с марказитом, кальцитом, арагонитом, халцедоном). Встречается как возгон при вулканической деятельности.
Месторождения. В СССР: Лухумское месторождение в западной Грузии. За рубежом: в районе Карса в Турции, в некоторых серебряных и полиметаллических месторождениях Чехословакии, Румынии, Греции, Италии и США.
Сульфиды с анионами типа |AsSa|3, |AsS,|4 и др.
Простые
ПРУСТИТ Ag3[AsS3] (Ag 60%) и ПИРАРГИРИТ Ag3[Sb§4 — крайние члены изоморфного ряда красных серебряных руд. Кристаллическая структура представляет собой тригонально-деформированную структуру типа NaCl—PbS, в которой црны Ag+ (К. Ч. = 2) и островные пирамидальные радикалы [AsS3] чередуются вдоль оси С, образуя спиральный цепочечный мотив.
Сингония тригональная. Обычно в сплошных кристаллических массах и в виде короткостолбчатых кристаллов.
Цвет киноварно-красный до темно-красного у пираргирита. Черта от кирпично-красной до пурпурно-красной. На свету с поверхности темнеют. Блеск алмазный. Прозрачны или просвечивают. Хрупкие. Спайность неясная. Излом раковистый. Твердость 2—2,5. Плотность-5,6, до 5,8 у пираргирита.
Происхождение. Средне- и низкотемпературное гидротермальное. Встречаются с другими минералами пятиэлементной Ag—Bi—U—Со— —Ni-формации и в полиметаллических месторождениях.
Месторождения. В СССР: Мангазейское в Якутии. За рубежом: в серебряных рудах месторождений Пачука и Реаль-дель-Монто (Мексика), Касапалка (Перу), Потоси (Боливия), а также в Чили.
Применение. Ценные минералы серебряных руд.
ЭНАРГИТ Cu3[AsS4]. Содержит примеси Sb, Se. Кристаллическая структура энаргита выводится из структуры вюртцита: в позициях трех атомов Zn находятся ионы Си+ с К. Ч.=4; четверную позицию занимает обособленный островной радикал [AsS4]3-.
Сингония ромбическая. Встречается обычно в сплошных массах и реже в виде таблитчатых кристаллов.
Цвет стально-серый до железно-черного. Черта серовато-черная. Блеск металлический до тусклого. Спайность совершенная и ясная. Хрупкий. Твердость 3,5. Плотность 4,4. От сфалерита отличается по цвету, блеску и цвету черты, от блеклой руды — по совершенной спайности.
Происхождение. Средне- и низкотемпературное гидротермальное, обычно в ассоциации с другими сульфидами меди. В зоне окисления
118
замещается малахитом, азуритом и другими вторичными минералами.
Месторождения. В СССР известен в медно-порфировом месторождении Коунрад (КазССР). За рубежом в крупном полиметаллическом месторождении Цумеб (Намибия) является главным рудным минералом меди, составляет значительную часть руд месторождений Бьютт (США), Бор (Югославия), Серро-де-Паско (Перу) и основным минералом медно-молибденового месторождения Чукикамата (Чили).
Применение. Важный минерал медных руд.
Сложные (сульфосоли)
Рис.
тетраэдрита
65. Кристаллы
ТЕННАНТИТ Cu+6Cu2+6[AsS3]4S и ТЕТРАЭДРИТ Cu+6Cu2+6 [SbSsbS — наиболее распространенные представители семейства блеклых руд. Нередко содержат до 17% Ag (фрейбергит), до 20% Hg (швацит), до 10% Zn и другие элементы. В кристаллической структуре блеклых руд 6 тетраэдров Cu+S4 связаны общими вершинами в сфалернтовый мотив. В него вписаны четыре аниона [АьБз]4- (изолированные тригональные пирамиды) и дополнительный атом S, окруженный шестью ионами Сн2+.
Сингония кубическая. Тетраэдрит встречается в хорошо выраженных кристаллах — тетраэдрах (рис. 65), но чаще блеклые руды образуют сплошные массы и вкрапленники.
Цвет стально-оерый до железно-черного, черта, такая же. Блеск на гранях металлический, на сколах и несвежей поверхности	тусклы,й.
Спайности нет. Излом неровный. Твердость 3—4. Плотность 4,5—5,0.
Происхождение. 1. Гидротермальное (среднетемпературное) —
встречаются совместно с пиритом, халькопиритом, галенитом, самородным золотом, баритом, кальцитом и другими минералами. 2. Экзогенное — в зоне цементации сульфидных месторождений. Самостоятельных месторождений не образуют; характерны для некоторых медных (Турь-инские рудники) и золоторудных (Березовское, Дарасунское) месторождений.
Применение. Блеклые руды вместе с другими минералами меди
входят в состав медных руд.
Сульфиды цепочечной структуры
Сульфиды с цепочечными радикалами типа Sb2S3
Простые
АНТИМОНИТ (сурьмяный блеск, стибнит) БЬг5з (Sb 71,4%). Содержит небольшие, примеси As, Pb, Ag и др. Кристаллическая структура представляет собой связанные в ленты зигзагообразные цепочки, состоящие из чередующихся атомов S и Sb, в которых Sb находится в тройной (зонтичной) координации.
Сингония ромбическая. Кристаллы удлиненно-призматические, столбчатые, с грубой штриховкой по длине (рис. 66).
Цвет свинцово-серый до стально-серого. Черта такая же. Блеск металлический, иногда синеватая побежалость. Спайность совершенная по {010}. На плоскостях спайности часто видна тонкая двойниковая штриховка, ориентированная поперек удлинения. Твердость 2. Плотность 4,6.
Происхождение. Образуется в гидротермальных низкотемпературных месторождениях вместе с киноварью, пиритом, флюоритом, кальцитом, кварцем, баритом, халцедоном. При окислении замещается сурьмяными охрами светло-желтого цвета.
Рис. 66. Лучистые агрегаты кристаллов антимонита в кварцевой жиле. Умей, в 2 раза
Месторождения. В СССР: в Киргизии (Кадамджайское), в Красноярском крае (Раздольнинское) и в Якутии (Сарылахское). За рубежом: в провинции Хунань в Китае (Си Гуаныиань и др.), рудники Ишино-кава в Японии.
Применение. Антимонит — важнейшая руда на сурьму. Сурьма употребляется в сплавах со свинцом и оловом (подшипники, аккумуляторы, типографский шрифт).	*
ВИСМУТИН (висмутовый блеск) Bi2Ss (Bi 81,2%). Кристалличе- / ская структура аналогична структуре антимонита.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, столбчатые, удлиненные до игольчатых с характерной вертикальной штриховкой.
Цвет свинцово-серый до оловянно-белого. Черта свинцово-серая. Блеск металлический, более сильный, чем у антимонита. Спайность совершенная. Твердость 2. Плотность 6,6. Минерал редкий.
Происхождение. Встречается в высокотемпературных гидротермальных жилах и грейзенах с самородным висмутом, пиритом, вольфрамитом, халькопиритом, касситеритом, кварцем, топазом и другими минералами. Кроме того, встречается в скарнах. В зоне окисления переходит в висмутовые охры зеленовато-желтого цвета.
Месторождения. Самостоятельных месторождений висмутин почти не образует. В СССР: в гидротермальных месторождениях Средней Азии (Устарасай и Адрасман), вольфрамитовых месторождениях За*
байкалья (Белеса, Букука и др.) и Казахстана (Акчатау). За рубежом: в Боливии (Таена) и Перу (Сан-Грегори).
Применение. Важнейшая руда на висмут. Висмут употребляется в сплавах с низкой температурой плавления.
Сульфиды с цепочечными радикалами типа Sb2S4, Sb4S(1 и др.
Простые и сложные (сульфосоли)
БУЛАНЖЕРИТ Pb5[Sb4Sn] и ДЖЕМСОНИТ Pb4Fe[Sb6Si4] — наиболее распространенные представители семейства цепочечных сульфосолей, внешне похожие друг на друга. В кристаллической структуре этих сульфосолей пирамидальные анионные группы [SbSa] или [AsS'3] образуют бесконечные цепочки или лепты, вытянутые вдоль оси С.
Сингония моноклинная. Встречаются в виде волокнистых игольчатых и лучистых агрегатов.
Цвет свинцово-серый до железно-черного. Черта серовато-черная. Блеск металлический, в волокнистых агрегатах с шелковистым отливом. Излом занозистый. Спайность совершенная по удлинению, у джемсонита также по {001}. Твердость 2,5—3. Плотность 6,2. Похожи на тонковолокнистые агрегаты антимонита.
Происхождение. Гидротермальное — встречаются в жилах с галенитом, сфалеритом, антимонитом, блеклой рудой, арсенопиритом и карбонатами.
Месторождения. В СССР: в Забайкалье — Алгачинское, Кличкин-ское, Зерентуйское и др.
Применение. Иногда входит в состав свинцовых руд.
Сульфиды слоистой структуры
Простые
АУРИПИГМЕНТ AS2S3. В кристаллической структуре аурипигмента гофрированные сетки, состоящие из атомов серы и мышьяка, переслаиваются таким образом, что каждый атом As находится в зонтичной координации с К- Ч.=3.
Сингония моноклинная. Кристаллы клиновидные со штриховатыми гранями. Обычно встречается в виде листоватых, слюдоподобных, зернистых агрегатов и землистых масс.
Цвет на гранях кристаллов оранжевый, на поверхности спайных сколов лимонно-желтый или золотисто-желтый. Черта такая же, но светлее. Блеск на гранях стеклянный, на плоскостях спайности — алмазный перламутровый. Спайность весьма совершенная по {010}, листочки гибкие, но не упругие. Твердость 1,5—2. Плотность 3,5.
Происхождение. Низкотемпературное гидротермальное. Встречает-
121
ся вместе с реальгаром. «Выцветает» с течением времени и, окисляясь,, переходит в арсенолит AS2O3.
Месторождения. В СССР: Лухумское (Грузия), Джульфинское (Нахичеванская АССР) и в Якутии. За рубежом: Аллхар (Греция), Меркур (США), а также с реальгаром в ряде месторождений Румынии, Турции, Ирана.
Применение. Аурипигмент и реальгар в случае значительных скоплений используются как мышьяковая руда. Аурипигмент также идет на приготовление желтой краски для живописи.
МОЛИБДЕНИТ (молибденовый блеск) MoS2 (Мо 60%)- Нередко содержит примеси Re, Fe. Кристаллическая структура представляет собой переслаивающиеся пакеты, состоящие из слоев атомов молибде-
на и «бронированные» с двух сторон
молибденита в шарико-
ЛМО
Рис. 67. Структура
вой (а) и полиэдрической (б) моделях

гексагональными сетками таким образом, что каждый атом молибдена (находится в тригонально-призматическом окружении (рис. 67). В гексагональном 2Н-молибдените одинаковую ориентировку имеет каждый третий пакет, а в ромбоэдрическом 3R-молибдените — каждый четвертый. Связи между пакетами остаточные.
Сингония гексагональная, кристаллы образуют таблитчатые, чаще тонкие, иногда шестигранные листочки с весьма совершенной спайностью по пинакоиду {0001}. Агрегаты листоватые, чешуйчатые, звездчатые (рис. 68).
Цвет свинцово-серый. Черта на бумаге голубовато-серая. Блеск сильный металлический. Твердость 1, пачкает руки, жирный на ощупь. Плотность 4,7. Отличает-
ся от графита по голубоватому цвету черты на бумаге.
Происхождение. Магматическое — в виде вкрапленности в гранитах и гранодиоритах. Известен в пегматитовых жилах, обычно в грейзенах с вольфрамитом, касситеритом, висмутином, арсенопиритом и др. Промышленные месторождения связаны с грейзенами и гидротермальными образованиями — в кварцевых жилах, часто вместе с халькопиритом, в скарнах — с геденбергитом, гранатом, шеелитом, халькопиритом и др. Известны месторождения, где молибден тонко распылен в кварце и придает ему серый, чуть голубоватый цвет. Продукты окисления молибденита — молибденовая охра (ферримолиб-. Дит) Fe2[MoO4]3-7H2O и повеллит Са [МоО4].
Месторождения. В СССР известны на Северном Кавказе (Тыр-ныаузское) -— скарнового типа; в Казахстане (Восточный Коунрад) — в грейзенах; медно-молибденовые месторождения находятся в Армении (Каджаран) и Красноярском крае (Сорское); кварц-молибденитовые — в Забайкалье (Давендинское и Шахтаминское). Крупнейшее месторождение молибдена в мире — Кляймекс (Колорадо, США), где молибденит встречается в кварцевых прожилках и в измененных гранитоидах. Месторождения молибденита известны в Китае, Марокко и других стра-
122
пах. Крупное медно-молибденовое месторождение Эрдэнэт находится в Монголии.
Применение. Молибденит — главный минерал молибденовых руд. Молибден идет на изготовление специальных сталей, обладающих большой твердостью и способностью самозакалки, используется в электротехнике.
Рис. 68. Молибденит в кварцевой жиле. Нат. вел.
Сложные
КОВЕЛЛИН (медное индиго) Cu2+Cu2+S[S2] (или CuS). В кристаллической структуре ковеллина сдвоенные слои Си2+5.гтетраэдров
связаны в вершинах общими атомами серы, в плоскости которых располагаются ионы Сн+. Атомы S, слагающие основания тетраэдров соседних пачек, сближены, образуя гантельные пары fS2p- (рис. 69).
Сингония гексагональная. Образует тонкие примазки, порошковатые и сажистые массы, редко плотные кристаллические массы.
Цвет синий, темно-синий. Блеск металловидный, тусклый. Твердость 1,5—2. Кристаллические массы ковкие. Плотность 4,6.
Рис. 69. Структура ковеллина в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
© д' О Си + • Си 2+
Происхождение. В основном экзогенное: образуется в зоне вторичного сульфидного обогащения многих медных месторождений. Встречается совместно с борнитом Cu5FeS4, халькозином CU2S, халькопиритом CuFeS2, энаргитом Cu3[AsS4] и гидроокислами железа.
Месторождения. Гипогенный ковеллин входит в состав руд месторождения Бьютт (США). Кристаллический ковеллин встречается на руднике Бор в Югославии.
Применение. Вместе с другими рудными минералами меди входит в состав медных руд.
ГАЛОИДЫ
К галоидам относятся соединения галогенов в основном с щелочными и щелочноземельными металлами, а также водные и сложные гетероанионные соединения — алюмофториды щелочных металлов и редких земель и окси- или сульфогалоидные соединения. Си, Pb, Ag, Hg, Fe и других металлов.
В галоидах преобладают связи ионного типа, а в более сложных соединениях — ионно-ковалентного, прослеживается увеличение ковалентности с переходом от легких к тяжелым галогенным анионам или с заменой щелочных металлов на Ag и другие металлы. Изодесмические связи характерны для галоидов простого состава, а для водных и более сложных по составу — гетеродесмические.	,
В соответствии с преобладающим типом и характером химической связи и особенностями строения анионов среди галогенидов установлено несколько структурных типов. Большинство простых по составу галоидных соединений имеет координационную структуру. Галоиды островной, цепочечной и особенно слоистой и каркасной структур очень редки.
В галоидах координационной структуры с плотнейшей упаковкой атомов крупные одновалентные катионы К+ и Na+ находятся в октаэдрическом окружении анионов С1~ и F-, а в нашатыре (NH4) Cl со-структурой типа CsCl комплексный анион (NH4) + имеет К. Ч.= 12. Двухвалентный ион Са2+ во флюорите находится в кубической координации (К. Ч. = 8). В соответствии с преобладающим типом химической связи и кристаллохимическими особенностями большая часть галоидов относится к диэлектрикам со стеклянным блеском, прозрачна, имеет низкую или среднюю твердость; хлориды легко растворимы в воде. Большую прочность и твердость имеют малораспространенные галоиды с комплексными анионами. Только кераргирит Ag(Cl, Вг) и близкие к нему минералы существенно отличаются от остальных галоидов сильным алмазным блеском и ковкостью. Плотность у галоидов небольшая и зависит в основном от атомной массы входящих в их состав элементов? Галоиды, за редким исключением, встречаются в виде изометрич-ных кристаллов кубической сингонии и кристаллически-зернистых агрегатов. Обычна совершенная спайность.
Наиболее распространенные хлориды образуются в гипергенных условиях, главным образом при упаривании морских бассейнов (галит,, сильвин, карналлит, бишофит). Значительная часть хлоридов (галит, нашатырь, сильвин), а также комплексные фториды образуются путем возгонки при вулканических извержениях и накапливаются также в газово-жидких включениях в минералах гидротермального происхождения. Галоиды халькофильных элементов образуются в зоне окисления рудных месторождений. Большинство фторидов связано с эндогенными процессами. Виллиомит NaF характерен для нефелиновых сиени
тов, флюорит, а также значительная часть комплексных алюмофтори-дов и их аналогов образуются в пегматитах, грейзенах, скарнах и гидротермальных жилах.
F В настоящее время известно около 100 видов, относящихся к галоидам. Из них широкое распространение и значительные скопления практической ценности имеют только некоторые. Это прежде всего галит, сильвин, карналлит и бишофит, образующие мощные соленосные толщи осадочного происхождения и являющиеся сырьем химической промышленности. Основная часть галита используется в пищевой промышленности, сильвин и карналлит служат в качестве агрохимического сырья, бишофит —- магниевая руда. Флюорит используется для получения искусственного криолита — в качестве шихты для выплавки из глинозема алюминия. Прозрачные кристаллы находят применение в. оптике. Кроме того, ф^ториды служат источником редких земель.
СИСТЕМАТИКА
Галоиды координационной структуры
Простые
Группа флюорита: флюорит CaF2 (куб. с.), иттрофлюорит YFg. (ромб. с.).
Группа галита (куб. с.): галит NaCl, сильвин КС1, виллиомит NaF.
Группа нашатыря: нашатырь (NH4)C1.
Группа кераргирита: кераргирит Ag(Br, Cl) (куб. с.), иодаргирит Agl (гекс. с.).
Группа кордероита: кордероит HgaChS^ (мон. с.).
Сложные
, Группа гагаринита: гагаринит NaTRCaF6 (триг. с.).
Водные
Группа карналлита: бишофит MgCl2-6H2O (мон. с.), карналлит KMgCl3-6H2O (ромб, с.), тахигидрит CaMg2Cl612H2O (триг. с.).
*
Галоиды островной структуры
Простые
Группа авогадрита: авогадрит K[BF4] (ромб. с.).
Галоиды цепочечной структуры
Простые
Группа селлаита: селлаит MgF2 (тетр. с.).
Группа криолита: криолит Na2[NaAlF6] (мон. с.).
Галоиды координационной структуры
Простые
ФЛЮОРИТ (плавиковый шпат) CaF2. Часто содержит изоморфные примеси Y и 1R. В кристаллической структуре ионы Са2+ находятся в кубической координации ионов F-; координационные кубы заполняют пространство в шахматном порядке (рис. 70).
© F *Са
Рис. 70. Структура флюорита в шариковой (а) и полиэдрической (6) моделях	•
Рис. 71. Кристаллы флюорита
Сингония кубическая. Кристаллы имеют вид кубов, октаэдров, кубооктаэдров, реже ромбододекаэдров (рис. 71), нередко образуют красивые друзы; также сплошной, жилковатый, в виде сферолитов или ритмично-полосчатых сферолитовых агрегатов (рис. 72).
Большей частью бесцветен или белого, фиолетового и зеленого цвета; нередко встречаются полихромные зональные кристаллы. Спайность совершенная по октаэдру {1111-Блеск стеклянный. Твердость 4. Плотность 3,18. Для флюорита характерно люминесцентное свечение обычно фиолетового или синего цвета.
Разновидности. Оптический флюорит — прозрачная бесцветная разность флюорита; ратовкит — землистый бледно-фиолетовый флюорит, встречающийся в мергелистых породах и доломитизированных извест
няках.
Происхождение. Гидротермальное, промышленные месторождения обычно низкотемпературные. Реже скарновое и в грейзенах. Ратовкит — осадочного происхождения. Спутниками флюорита в кварцевых жилах являются барит, кальцит, сульфиды Pb, Zn, Sb и других металлов, в грейзенах — мусковит, топаз, турмалин, вольфрамит и касситерит, в скарнах — гранат, кальцит, кварц.
Месторождения. В СССР: в Забайкалье — Калангуйское, в Средней Азии — Аурахматское, в Архангельской области — Амдерминское. За рубежом: в МНР — месторождения Бэрх, Дзунцаган-Дэль и др., в США (штаты Кентукки и Иллинойс) и в других странах.
Применение. Основная масса флюорита употребляется как плавень, при производстве алюминия, а также как источник различных фтористых соединений. Оптический флюорит — ценное оптическое сырье.
Рис. 72. Сферолитовая концеитрически-зональная корка флюорита. Калангуйское месторождение (Забайкалье). Умен, в 1,5 раза
ГАЛИТ (каменная соль) NaCl. плотнейшая упаковка ионов хлора, в теты занимают ионы Na (рис. 73).
Кристаллическая структура — которой все октаэдрические пус-
Рис. 73. Структура галита в шариковой
и полиэдрической (б) моделях
(а)
' Сингония кубическая. Кристаллы в виде кубов; обычно образуют сплошные, плотные зернистые массы, реже корочки, налеты, выцветы.
Цвет белый, серый, часто бесцветный, нередко голубоватый, прозрачен или просвечивает. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по кубу. Твердость 2. Плотность около 2. Легко растворим в воде. По вкусу соленый.
Происхождение. Типичный химический осадок морей и озер. Образуется в усыхающих соленосных озерах и мелководных лагунах, отделенных о#моря перемычками (барами). Встречается вместе с сильвином, гипсом, ангидритом, карналлитом, иногда с боратами, слагая мощные толщи. Под давлением вышележащих пород соль становится пластичной и может выдавливаться и прорывать эти породы, образуя соляные купола и штоки. В небольших количествах галит и сильвин встречаются как выцветы почв и как возгоны при вулканической деятельности.
Месторождения. В СССР: Артемовское (Донбасс), Солотвино (Закарпатье), месторождения типа соляных куполов (Западный Казахстан, Якутия), современные самоосадочные озера Эльтон и Баскунчак в Нижнем Поволжье, соляные источники Усолья-Сибирского в Иркутской области и др. Соликамское месторождение на Урале — крупнейшее в мире; представлено кроме галита солями калия и магния. За рубежом: Величка в Польше, а также месторождения в Северной Индии, Египте и южных штатах США.
Применение. Галит является важнейшим пищевым продуктом и основным сырьем химической промышленности, идет для полуяения НС1, соды, хлора, NaOH и т. д.	"
СИЛЬВИН КС1. Структура типа NaCL ,
Сингония кубическая. Как и для галита, характерны сплошные, плотные, зернистые массы, реже кубические и кубооктаэдрические кристаллы.
Цвет белый, серый, часто бесцветен; иногда красноватый от механических примесей гематита Бе2Оз, обычно прозрачен или просвечивает. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по кубу. Твердость 2. Плотность около 2. Минерал легко растворим в воде, по вкусу горько-соленый.
Происхождение. Сильвин, как и галит, — типичный минерал химических осадков морей и озер. Обычно встречается вместе с галитом, гипсом, ангидритом, карналлитом и другими галоидами и сульфатами, а также боратами. Образует возгоны при вулканической деятельности.
Месторождения. В СССР: Соликамское (вместе с галитом) на Урале. Крупным месторождением калийных солей является Старобин-ское в Белоруссии (г. Солигорск). За рубежом: Страссфуртское (ГДР) — крупнейшее калиевое месторождение, отличающееся от Соликамского преобладанием сульфатов над галоидами.
Применение. Сырье для получения калийных удобрений.
Водные
БИШОФИТ MgCl2-6H2O. Иногда содержит примеси Вг (до 1%). В кристаллической структуре ионы Mg находятся в октаэдрическом окружении молекул Н2О и двух ионов С1_, центрирующих противоположные грани октаэдра. Еще 6 ионов С1 образуют гексагональное кольцо в плоскости, перпендикулярной оси С.
Сингония моноклинная. Образует зернистые, волокнистые или листоватые агрегаты и сплошные массы.
128
Цвет белый или бесцветный, иногда красный, блеск стеклянный «ли тусклый. Хрупкий. Излом неровный. Твердость 1—2. Плотность 1,6. Сильно гигроскопичен и расплывается на воздухе, легко растворяется в воде, вкус жгуче-горький.
Происхождение. Хемогенно-осадочное, один из последних кристаллизуется из рассолов и накапливается в верхних частях соляных месторождений. Кроме того, образуется при разложении карналлита.
Месторождения. В СССР: крупные залежи в Саратовской и Волгоградской областях. За рубежом: Страссфуртское месторождение (ГДР).
Применение. Ценнейшее сырье для получения металлического магния и магнезиальных солей.
КАРНАЛЛИТ KMgC13-6H2O. В кристаллической структуре бишофитовые «молекулы» чередуются с ионами К+, находящимися в октаэдрическом окружении ионов СГ.
Сингония ромбическая. Встречается в сплошных зернистых мае-сах.
Цвет белый, розовый и красный от включений гематита Ре2Оз. Иногда бесцветен. Хрупкий. Твердость 1—2. Плотность 1,6. Вкус едкий, горький. Легко растворяется в воде, гигроскопичен, на влажном воздухе расплывается. При трении издает скрип.
Происхождение. Химический осадок, выпадает из раствора одним из последних и поэтому характеризует верхние горизонты соляных месторождений. Чередование слоев снизу вверх идет в последовательности: гипс, ангидрит, галит, сильвин, карналлит, бишофит.
Месторождения. В СССР: Соликамское (Урал), Старобинское (Белоруссия), Калуш (Закарпатье). За рубежом: Страссфуртское (ГДР).
Применение. Карналлит служит сырьем для получения металлического магния и калийных удобрений.
ОКИСЛЫ И ГИДРООКИСЛЫ
К окислам относятся минералы, представляющие собой соединения Л5е1аллов и полуметаллов с кислородом; гидроокислы содержат группу ОН, добавочные анионы и (или) воду.	j
В окислах преобладает ионный тип химической связи с небольшим вкладом ковалентной и металлической связей преимущественно в ми- . нералах сложного состава, содержащих Fe, Ti, Nb, Та и др. В гидро- । окислах, кроме того, существенно влияние водородных связей.
В химическом отношении рассматриваемые минералы отчетливо делятся на простые и сложные. Для простых окислов характерна чрезвычайная ограниченность изоморфных замещений. Содержание примесей в них обычно не превышает 1% и достигает нескольких процентов только в случае гетеровалентного изоморфизма.
Более сложные по составу окислы, содержащие катионы разного заряда, иногда рассматриваются как соединения, переходные между окислами и солями кислородных кислот. В меньшей степени это относится к шпинели и магнетиту. Однако для сложных окислов, содержащих Ti, Nb и Та, решить вопрос об их принадлежности к окислам или кислородным солям можно только с учетом кристаллохимических осо- . бенностей. Вне зависимости от этого их принято называть соответственно титанатами, ниобатами и танталатами. По этим же признакам к сложным окислам можно отнести и вольфрамит (Fe, MnjWOc.
Для всех сложных окислов обычны широкие изоморфные замещения. Изовалентный изоморфизм свойствен, например, магнетиту
FeFe2C>4 и хромиту FeCr2O4j в которых Fe2+ замещается ионами Mg2+, Mn&,a Ff?t-tt.Cr3+ ионами А13+, Мп3+ и Ti4+.
Ограниченный гетеровалентный изоморфизм обнаруживается в касситерите, содержащем в небольшом количестве Fe3+ и Nb54-, замещающие позиции Sn4+ по схеме: Sni_2n(Fest )n(Nb5+) ПО2. Гетеровалентные замещения особенно характерны для титанатов, ниобатов и танта-латов. В оййарските, например, У3+ частично замещен U4+ или Th4+, а Nb5+ соответственно Fe3+ по схеме: Yf+2„	Nb3+„ (РемХ Об-
В структурном отношении простые и сложные окислы представлены различными типами. Координационные структуры более характерны для простых окислов, в которых катионы имеют К. Ч.=8 и 6, например в уранините UO2 и периклазе MgO; для минералов с плотнейшей гексагональной упаковкой кислорода, в которых катионы замещают 2/3 октаэдрических позиций, например в корунде А12О3 и гематите Fe2O3. Координационную структуру имеют также сложные окислы с плотнейшей упаковкой кислорода, в которой катионы занимают часть тетраэдрических и октаэдрических позиций.
Островные структуры почти не характерны для окислов. Исключение составляют редкие минералы с молекулярно-островным строением — арсенолит As2O3 и сенармонтит Sb2O3.
В цепочечной структуре окислов катионы располагаются в октаэдрических пустотах плотнейшей гексагональной упаковки кислорода в виде линейных (в касситерите) или зигзагообразных (в колум^те) чередующихся цепочек.	\
Ленточная и слоистая структуры характерны для гидроокислов. В их основе находится плотнейшая гексагональная упаковка ОН~-групп, в которых катионы располагаются в октаэдрической координации.
В окислах каркасной структуры атомные группировки в виде тетраэдров [SiCU] (в кварце), октаэдров [TiO6] или [NbO6] (в перовските и пирохлоре) соединяются друг с другом общими ионами кислорода. В сложных солеобразных окислах титана, ниобия и тантала пустоты в каркасе заняты крупными катионами.
Физические и морфологические особенности окислов и гидроокислов находятся в полном соответствии с их кристаллохимическими особенностями и типом преобладающей в них химической связи.
Минералы координационной и каркасной структур в основном имеют изометричный облик, а цепочечные окислы, как правило, представлены' удлиненно-призматическими кристаллами. Минералы ленточной и слоистой структур образуют уплощенно-таблитчатые кристаллы или листовато-чешуйчатые агрегаты, часто с хорошо выраженной спайностью в одном направлении.
Значительная часть окислов бесцветна или слабоокрашена, как это характерно для ионных соединений. Их окраска связана с примесью элементов-хромофоров, например с Сг3+ в ярко-красном рубине.. Другая часть окислов, в которых видообразующими элементами служат ионы Fe и Мп, а также Ti, Nb и Та, имеет черную или темно-бурую окраску. В отличие от бесцветных диэлектриков они являются полупроводниками с металлическим или металловидным блеском. Максимальной твердостью обладают окислы координационной структуры (корунд, шпинель), а также простые окислы каркасной (кварц) и цепочечной структур (касситерит). Большинство остальных окислов имеет среднюю твердость (от 5 до 6), и лишь у слоистых гидроокислов с водородными связями она заметно ниже.
Окислы и гидроокислы относятся к широко распространенным минералам. Они составляют около 17% массы земной коры. В настоящее время известно более 150 видов минералов этого класса.
Происхождение окислов связано с самыми различными процессами: магматическим, пегматитовым, скарновым, гидротермальным, гипергенным и метаморфическим. Окислы являются важнейшими рудами Fe, Сг, Мп, Ti, Al, Nb, Та, U, Th, TR и других металлов, а также многих неметаллических полезных ископаемых.
СИСТЕМАТИКА
Окислы координационной структуры
Простые
Группа льда: лед Н2О (гекс. с.).
Группа куприта:куприт Си2О (куб. с.).
Группа периклаза: периклаз MgO (куб. с.).
Группа уранинита: уранинит UO2 (куб. с.), торианит ThO2 (куб. с.), бадделеит ZrO2 (мон. с.).
Группа корунда (триг. с.): корунд А120з, гематит Ре2Оз.
Сложные
Группа ильменита (триг. с.): ильменит FeTiO3; гейкилит MgTiOs и др.
Семейство шпинелидов (куб. с.): шпинель MgAl2O4, хромит FeCr2O4, магнетит FeFe2O4, герцинит FeAl2O4, франклинит (Fe, Zn, Мп) (ре, Мп)О4, ганит ZnAl2O4, магнезиоферрит MgFe2O4, ульвит Fe2TiO4.
Окислы цепочечной структуры
П ростые
Семейство рутила — касситерита: рутил TiO2 (тетр, с.), анатаз TiO2 (тетр, с.), брукит ТЮ2 (ромб, с.), касситерит SnO2 (тетр, с.), иль-менорутил FeTiNbO6 (тетр. с.).
Семейство окислов и гидроокислов Мп: пиролюзит МпО2 (тетр, с.), манганит МпО(ОН) (мон. с.), псиломелан BaMn2+Mn94+O20-3H2O (ромб. с.).
Сложные
Семейство окислов Та, Nb, Ti и W: колумбит (Fe, Мп) Nb2O6 (ромб, с.), танталит (Fe, Мп)Та2О6 (ромб, с.), самарскит Y(Fe, U) (Та, Nb)2Oe (мон. с.), ферсмит CaNb2Oe (ромб. с.).
Группа вольфрамита (мон. с.): гюбнерит MnWO4, ферберит FeWO4.

Гидроокислы ленточной и слоистой структур
Простые
Группа брусита: брусит Mg (ОН)2 (триг. с.).
Семейство гидроокисловА1: гидраргиллит А1(ОН)3 (мон. с.), диаспор АЮОН (ромб, с.), бёмит АЮ(ОН) (ромб. с.).
Семейство гидроокислов Fe: гётит FeOOH (ромб, с.), лепидокрокит (ромб.^.) FeO(OH), гидрогётит FeOOH-nH2O (аморфный).
Окислы каркасной структуры
Простые
Семейство кремнезема: p-кварц SiO2 (триг. с.), а-кварц SiO2 (гекс, с.), тридимит SiO2 (гекс, с.), кристобалит SiO2 (куб. с.), коэсит SiO2! (мои. с.), стишовит SiO2 (тетр, с.), опал SiO2-nH2O (аморфный).
Сложные
Группа перовскита (куб. с.): перовскит СаТЮз, лопарит (Се, Nar Са) (Ti, Nb)O3 и др.	•
Группа эшинита: эшинит CeTiNbO6 (ромб. с.).	*
Группа пирохлора (куб. с.): пирохлор NaCaNB2O6(OH, F), микролит NaCaTa2O6 (ОН, F), бетафит (Na, U)Ti NbOeF.
Окислы координационной структуры
Просты*.
КУПРИТ Си2О (Си 88,8%). Кристаллическая структура представляет собой объемно-центрированную кубическую ячейку ионов кислорода, в которой ионы Cu+ (К. Ч.=2) находятся в центре четырех ок-
тантов; ионы О2- находятся в тетраэдрической координации ионов Си+ (К. Ч.=4) (рис. 74).
Сингония кубическая. Кристаллы мелкие, октаэдрического облика, реже кубы. Встречается главным образом в виде сплошных зернистых масс. Порошкова-тые и землистые скопления куприта иногда в смеси с гидроокислами железа называются кирпичной рудой.
Цвет красный разных оттенков. Черта красная. Кристаллически-зернистые
• ф О
Рис. 74. Структура куприта
132
разности куприта имеют алмазный блеск. Твердость 3,5—4. Плотность 6.
Происхождение. Экзогенное — образуется в зоне окисления месторождений за счет сульфидов меди. Встречается совместно с самородной медью, малахитом, азуритом, гидроокислами железа и другими вторичными минералами. При разрушении куприт переходит преимущественно в малахит, который образует по нему псевдоморфозы.
Месторождения. Встречается часто, но значительные скопления редки. В СССР известен в колчеданных месторождениях Урала.
Применение. Идет в плавку вместе с другими минералами меди.
УРАНИНИТ UO2 (U 50—65%)- Содержит Th, Ra, Pb, Не. Кристаллическая структура подобна структуре флюорита, U4+ находится в позиции Са2+ (К. Ч.=8), О2 — в позиции F~.
Сингония кубическая. В кристаллах кубического габитуса встречается редко, обычно образует натечные, почвовидные и плотные сплошные массы.
Цвет черный, буровато-серый. Черта коричнево-черная. Блеск полуметаллический, смолистый. Твердость 5,6—6. Плотность 8—10. Сильно радиоактивен.
Разновидности. Урановая смоляная руда и урановая смолка образуют колломорфные и скрытокристаллические выделения, урановая чернь — землистые агрегаты. Настуран отличается от уранинитов также присутствием U6+, избыточный заряд которого компенсируется вхождением в структуру дополнительных ионов О2- с образованием иона уранила (UO2)2+.
Происхождение. 1. Пегматитовое — встречается в пегматитовых жилах в ассоциации с полевым шпатом, ортитом, цирконом и монацитом. Месторождения пегматитового типа не имеют большого значения. 2. Гидротермальное — встречается совместно с сернистыми и мышьяковыми минералами кобальта, никеля, висмута и серебра, с пиритом, халькопиритом, галенитом, баритом, флюоритом и карбонатами. Гидротермальные месторождения являются важнейшими в практическом отношении. 3. Осадочное — в битуминозных породах. В зоне окисления неустойчив и переходит в землистые разности и многочисленные вторичные минералы (урановые слюдки и др.).
Месторождения. В СССР уранинит известен на Украине и в Средней Азии. За рубежом: в качестве примеров можно назвать месторож- | Дения Большого Медвежьего озера и Гуннар в Канаде, Шинколобве в Заире, Пшибрам (гидротермальное) и Гамар (осадочное, в меловых отложениях) в Чехословакии. Огромный горнорудный комплекс по до- , быче урана находится в Намибии (карьер Россинг), крупные месторождения уранинита известны на севере Бразилии.	<
Применение. Уранинит — важнейшая руда на уран и радий. |
КОРУНД А12О3. Иногда содержит примеси Fe и Сг. Кристаллическая структура представляет собой плотнейшую гексагональную упаковку ионов О2-, в которой ионы AJ3+ занимают 2/3 октаэдрических пустот (рис. 75).
Сингония тригональная. Кристаллы столбчатые, бочонковидной формы, иногда уплощенные; представляют комбинации дитригональной' призмы и нескольких дитригональных дипирамид, ромбоэдра и пинакоида (рис. 76). Встречается также в сплошных зернистых агрегатах.
Цвет синий, серовато-синий, серый, розовый. Блеск стеклянный до| алмазного. Спайности нет, но обычно хорошо развита отдельность по| пинакоиду {0001}, на поверхности которой видна косая двойниковая! штриховка. Излом неровный. Твердость высокая, равная 9. Плотность 4J
133
Разновидности. Прозрачный корунд синего цвета называется с а п-ф и р о м, кроваво-красного — рубином (окраска от примеси Сг2О3). Наждак — сплошная зернистая корундовая порода серовато-черного цвета от тонкой примеси гематита, магнетита, шпинели и других минералов.
Происхождение. 1. Магматическое и пегматитовое в связи с сиенитами 2. Контактово-метаморфическое за счет преобразования высокого иноземисгых пород.
Рис. 76. Кристаллы корунда
корунд — в месторождении СелД^збугу
Рис. 75. Корундовый мотив плотнейшей гексагональной упаковки: АР+ занимает 2/3 октаэдрических пустот
Месторождения. В СССР: в Северо-Восточном Казахстане, корундово-полевошпатовые жилы — по р. Борзовка в Кыштымском районе и пегматитах Ильменских гор на Урале, наждак — в хлоритовых сланцах месторождения Косой Брод в Свердловской области, плотный зернистый красный корунд — в контактах месторождений Якутии, в ультраосновных породах массива Раиз (Полярный Урал). За рубежом: месторождения рубина и сапфира, имеющие мировое значение, находятся в Юго-Восточной Азии. Лучшие рубины добываются в Бирме (копи Могока и др.), они находятся в почвенном слое и в аллювии р. Иравади. Россйпи о. Шри-Ланка являются главным поставщиком сапфира. Рубин и сапфир добываются также в Таиланде и Индии. Крупные месторождения наждака известны в Честере (США) и на о-вах Наксос и Самос в Эгейском море (Греция) .
Применение. Корунд и наждак используются как абразивный материал, рубин и сапфир — драгоценные камни.
jr.EMATHI—(красный железняк) Fe2O3 (Fe 70,0%). Кристаллическая структура типа структуры корунда.
Сингония тригональная.
Цвет красный, темно-красный до черного. Черта вишнево-красная (характерный диагностический признак). Не магнитен. Блеск металловидный. Твердость 5—6. Плотность 5,2.
Разновидности. По форме выделения и облику различают: железный блеск — тонкочешуйчатые образования черного цвета; сюда относятся кристаллы гематита (рис. 77) и различные яснокристаллические агрегаты: железная роза, железная слюдка и др.; красный железняк — плотные агрегаты красного цвета и натечные образования с гладкой поверхностью — красная стеклянная голова, землистые, охристые массы и оолиты; мартит — псевдоморфоза гематита по магнетиту.
134
Происхождение. 1. Контактово-метасоматическое. 2. Гидротермальное (железный блеск) в жилах — красивые кристаллы и агрегаты. 3 Осадочное. 4. Метаморфическое — при метаморфизме осадочных железных руд (бурых железняков). В зоне окисления неустойчив и превращается в различные гидроокислы железа.
Месторождения. Крупнейшие месторождения гематита относятся к осадочно-метаморфическому типу. В СССР к этому типу относятся месторождения Кривого Рога и Курской магнитной аномалии (Яковлевское, Гостищевское, Лебединское, Михайловское и др.) — в железистых кварцитах докембрийского возраста. Крупное месторождение железистых кварцитов — Костомушское — осваивается в Карелии.
Рис. 77. Кристаллы гематита
За рубежом гематитовые руды в докембрийских метаморфических породах известны в районе оз. Верхнее в США, в Бразилии (Белу-Ори-зонти) и Индии (провинция Бихар). В Алжире стратиформное месторождение Уэнза приурочено к известнякам меловой системы.
Применение. Гематит — важнейший минерал железных руд.
Сложные
ИЛЬМЕНИТ (титанистый железняк) FeTiO3 (Fe 36,8%, Ti 31,6%). Обычны примеси Mg, Nb, Cr, V и ДР- Кристаллическая структура типа структуры корунда, в которой ’/3 октаэдрических пустот занята ионами Fe2+, а другая треть — ионами Ti4+.
Сингония тригональная. Кристаллы толстотаблитчатые, пластинчатые, встречается обычно в виде неправильных вкраплений.
Цвет черный. Черта черная. Блеск металлический или металловидный. Излом раковистый. Твердость 5,5. Плотность 4,7. Иногда слабомагнитен.
Происхождение. Магматическое — связан с основными изверженными породами, в которых образует шлиры и вкрапленность. Часто находится в щелочных пегматитах вместе со сфеном, полевыми шпатами, биотитом и другими минералами, а также в кимберлитах и карбонатитах. В зоне выветривания устойчив и накапливается в россыпях.
Месторождения. В СССР известен в пегматитах Ильменских гор. Крупные промышленные месторождения ильменита связаны с россыпями (Правобережное месторождение в Днепропетровской области, россыпи в бассейне р. Зеи). За рубежом: Лак Тио — магматическое, в анортозитах (Канада), прибрежно-морские россыпи Западной Австралии, Индии, Сьерра-Леоне.
Применение. Ильменит — важнейшая руда на титан. Употребляется для получения металлического титана, ферротитана, особых сортов стали и белой краски (титановые белила).
Семейство шпинелидов
ШПИНЕЛЬ MgAl2O4. Обычны примеси Fe2+, Fe3+, Cr3+, Ti4*. Кристаллическая структура представляет собой плотнейшую кубическую упаковку из ионов кислорода, в которой Mg занимает */4 тетраэдрических, а А1 — */2 октаэдрических пустот (рис. 78).
Рис. 78. Фрагменты структуры шпинели в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
Сингония кубическая. Встречается в виде кристаллов и 1зерен„ вкрапленных в породу. Кристаллы — октаэдрического облика, часты двойники по «шпинелевому закону» (см. рис. 24).
Цвет голубой, синий, розовый, красный, зеленый, коричневый до черного. Блеск стеклянный. Твердость 8. Плотность 3,6.
Разновидности. Благородная шпинель (лал) розового или красно-лилового цвета, обусловленного примесью Сг3+.
Происхождение. Контактово-метаморфическое — обычно находится ® мраморизованных известняках и особенно в доломитах, в магнезиальных скарнах вместе с флогопитом, пироксеном, скаполитом. Встречается также в кристаллических сланцах и гнейсах, изредка в ультраосновных породах.
Месторождения. В СССР: в Шишимских и Назямских горах на Южном Урале, во флогопитовом месторождении Слюдянка в Южном Прибайкалье (голубая шпинель), в Алданских месторождениях флогопита (черная шпинель), благородная шпинель известна на Памире. За рубежом: крупнейшие месторождения красной и розовой шпинели находятся в Бирме, где она добывается попутно с рубинами; известна также в россыпях в Шри-Ланка и Таиланде, а также в Афганистане.
Применение. Практическое значение имеют прозрачные красиво окрашенные кристаллы благородной шпинели, они употребляются как драгоценные камни.
ХРОМИТ (хромистый железняк) FeCr2O4 (FeO 32,0%; Сг2Оз 68,0%). Обычно содержит изоморфные примеси Mg, Fe3+, Al. Кристаллическая структура подобна структуре шпинели.
Сингония кубическая. Обычно массивный, в виде вкрапленников и зернистых агрегатов.
Цвет черный. Черта бурая (важно для диагностики). Блеск металловидный. Твердость 5,5. Плотность 4,5—4,8. Иногда слабомагнитный,, обычно за счет включений магнетита — продукта распада твердых растворов.
Происхождение. Исключительно магматическое — в связи с ультра-основными горными породами; образует вкрапленность, шлировые выделения или залежи в дунитах, перидотитах и серпентинитах вместе с серпентином, оливином, магнетитом, уваровитом, платиной, кеммерери-том, кочу бейтом.
Месторождения. В СССР: на Северном Урале — Сарановское, на Южном Урале — Донская группа месторождений Актюбинской области — Алмаз-Жемчужина, Миллионное, 20 лет Казахской ССР и др. За рубежом: в Южной Африке, Турции, Индии, на Филиппинах.
Применение. Хромит — единственная руда на хром. В металлургии хром употребляется как добавка к сталям, что придает им вязкость, повышает твердость и антикоррозионные свойства. Бедные хромовые руды используются в металлургии как огнеупорный материал.
МАГНЕТИТ (магнитный железняк) FeFe2O4 (Fe 72,4%), часты изоморфные примеси Mg, Ti, Мп. Кристаллическая структура аналогична структуре шпинели, в которой тетраэдрические пустоты заняты половиной ионов Fe3+, а октаэдрические — другой половиной ионов Fe2+ и всеми ионами Fe2+ (обращенная структура).
Сингония кубическая. Кристаллы встречаются в виде октаэдров» реже ромбододекаэдров (рис. 79). Обычно образуют сплошные, зернистые и сливные массы или вкрапленность.
Рис. 79. Кристаллы магнетита
Цвет черный. Черта черная. Блеск металлический или металловидный. Твердость 5,5—6. Плотность 5,0—5,2. Сильно магнитный.
Разновидности. Титаномагнетит — магнетит с содержанием TiO2 до нескольких процентов; также содержит ванадий; магномаг-н е т и т (Fe, Mg)Fe2O4.
Происхождение. 1. Магматическое — в связи с основными и редко кислыми породами. 2. Скарновое. 3. Гидротермальное. 4. Метаморфическое, связанное с метаморфизмом первично-осадочных руд (бурых железняков). Встречается также в хлоритовых и тальковых сланцах (рис. 80). При окислении магнетит переходит сначала в мартит (псевдоморфозы гематита по магнетиту), затем в различные гидроокислы железа. Часто встречается в россыпях.
Месторождения. Магматическое происхождение имеют Качканарское магнетитовое, Кусинское, Нижнетагильское и Первоуральское титаномагнетитовые месторождения (Урал), а также в Швеции — Киру-на и Гелливара.
Большое значение имеют скарновые месторождения магнетита, например гора Магнитная (г. Магнитогорск), Дашкесан (АзССР), Таш-тагол, Шерегеш, Тейское (Горная Шория), Соколовское, Сарбайское, Куржункульское и Канарское (КазССР), Ирбинское (юг Красноярского края), Таежное и Сивагли (Южная Якутия) и др.
137
К гидротермальным месторождениям, связанным с траппами, относятся Коршуновское, Рудногорское и другие, образующие группу Ангаро-Илимских месторождений в Иркутской области. Эти руды представлены магнетитом, нереДко имеющим оолитовое строение.
Примером метаморфических месторождений являются Кривой Рог ж месторождения Курской магнитной аномалии. Аналогичные месторождения, но меньшего размера известны в США н Индии.
Рис. 80. Октаэдрические кристаллы магнетита в тальково-хлоритовом сланце. Шабровское месторождение талька (Урал)
Применение. Так же, как и гематит, является важнейшим минералом железных руд. Титаномагнетит служит также рудой на ти-тан и ванадий.
Окислы цепочечной структуры
Простые
Семейство рутила — касситерита
РУТИЛ TiOa- Иногда содержит примеси Fe, Nb, Sn, V и др. Кристаллическая структура рутила представляет плотнейшую гексагональную упаковку ионов кислорода, в которой занятая титаном */2 октаэдрических пустот образует цепочки вдоль оси 2-го порядка (рис. 81).
Сингония тетрагональная. Кристаллы призматические, исштрихо-ванные вдоль, нередко игольчатые. Характерны коленчатые и полисинтетические двойники и тройники (см. рис. 27).
Цвет коричнево-красный, темно-красный до темно-бурого и черного. Иногда голубоватый. Черта светло-коричневая, желтая. Блеск металловидный или алмазный. Спайность ясная по удлинению. Излом раковистый. Твердость 6—6,5. Плотность 4,2.
Разновидности. Сагенит — игольчатый рутил в сетчатых агрегатах или в виде вростков в других минералах. Особенно часты нитевидные кристаллы рутила в кварце.
138
Происхождение. 1. Магматогенное — в основных и щелочных изверженных породах. 2. Метаморфическое — в гнейсах и сланцах. 3. Гидротермальное — в кварцевых жилах и особенно жилах альпийского типа, где рутил образует отдельные кристаллы и друзы. 4. Ветре-чается в россыпях.
Месторождения. В СССР: на Урале рутил и сагенит известны в россыпях по р. Каменка в Сысертском районе Свердловской области. За рубежом: в Норвегии, Швейцарских Альпах и на Мадагаскаре.
© О 9 Ti
Рис. 81. Структура рутила в шариковой (а) и полиэдрической (6) моделях
Применение. При значительных скоплениях является важной титановой рудой.
КАССИТЕРИТ (оловянный камень) SnO2 (Sn 78,8%)- Содержит примеси Fe, Nb, Та, W. Кристаллическая структура подобна структуре рутила.
Сингония тетрагональная. Кристаллы призматического вида, дипи-рамидального, изометрические, характерны двойники (см. рис. 27). Кристаллы обычно мелкие, но иногда достигают нескольких сантиметров. Встречается также в виде вкрапленных зерен неправильной формы, почковидных и сферолитовых агрегатов.
Цвет темно-коричневый, бурый до черного. Черта светло-коричневая. Блеск металловидный или алмазный. Твердость 6,5—7. Плотность 6,8—7,0.
Разновидности. ’Натечные скорлуповатые плотные формы касситерита бурого цвета, похожие на древесину, называются деревянистым оловом.
Происхождение. Образование касситерита связано: 1) с пегматитами, где он встречается вместе с мусковитом, альбитом, кварцем, колумбитом и др.; 2) с альбитизированными гранитами и грейзенами часто вместе с мусковитом, топазом, кварцем; 3) со скарнами обычно вместе с оловосодержащим гранатом, шеелитом и др.; 4) с гидротермальными жилами кварц-касситеритовой, турмалин-касситеритовой и сульфидно-
139
•касситеритовой формаций, в которых касситерит встречается вместе с ’вольфрамитом, молибденитом, турмалином, хлоритом, пирротином, арсенопиритом, халькопиритом.
Месторождения. В СССР касситерит сосредоточен в восточных ^районах страны, где имеются как коренные, так и россыпные месторождения. На Северо-Востоке месторождения касситерита известны в Центральноянском районе Якутии, в Магаданской области и Чукотском автономном округе (Эге-Хая, Валькумей и др. — касситерит-силикатно-‘сульфндная формация, Иультинское, Кестер — касситерит-кварцевая формация), в Приморском (Дальнее, Хрустальное и др. — касситерит-кварцевая формация) и Хабаровском краях (Солнечное, Перевальное и др. — кварц-касситеритовая формация). Касситерит встречается в Забайкалье (Ононское, Хапчеранга, Этыка), Приладажье (Китель) и Таджикистане (Майхура) — скарнового типа с шеелитом.
За рубежом крупные коренные месторождения находятся в Боливии (сульфидные жилы); россыпные аллювиальные и элювиальные месторождения мирового значения известны в Малайзии, а также в Таиланде, Бирме и Индонезии (на о-вах Банка и Биллитон).
Применение. Касситерит — важнейшая руда на олово. Олово применяется в легкоплавких сплавах с Си, Zn и РЬ, для лужения, получения белой жести, в качестве припоя в электротехнической промышленности и др.
Семейство окислов и гидроокислов Мп
ПИРОЛЮЗИТ МпО2 (Мп 63,2%). Кристаллическая структура подобна“структуре рутила.
Сингония тетрагональная. Обычно встречается в сплошных кристаллических или скрытокристаллических землистых массах, иногда в виде радиально-лучистых игольчатых агрегатов, а также оолитов.
Цвет и черта черные. Блеск металлический или металловидный. Твердость различная — от 2 у рыхлых и землистых разностей до 5—6 у кристаллических. Плотность 4,7—5,0.	"*
Происхождение. 1. Образуется в коре выветривания за счет различных минералов и пород, содержащих марганец. 2. Осадочное, пиролюзит встречается совместно с манганитом, псиломеланом, вадом, родохрозитом и др.
Месторождения. В СССР: Чиатурское в Грузии и Никопольское на Украине — осадочные месторождения. За рубежом: в Индии, Африке (Гана) и в Бразилии.
Применение. Важнейшая руда на марганец. В металлургии марганец употребляется как добавка к стали, он придает ей твердость, вязкость и ковкость.
МАНГАНИТ МпО(ОН). Кристаллическая структура представляет собой искаженную гексагональную упаковку, в которой выделяются цепочки нз МпО6-октаэдров, вытянутые вдоль оси С.
Сингония моноклинная. Кристаллы столбчатые, грубо исштрихо-ванные вдоль, часто в друзах. Обычно наблюдается в плотных, землистых и натечных формах.
Цвет черный. Черта бурая. Блеск металловидный. Твердость 4. Плотность 4,3.
Происхождение 1. Низкотемпературное гидротермальное — в жилах с баритом, кальцитом и сидеритом. 2. Осадочное — в месторождениях марганца совместно с пиролюзитом.
Применение. Манганит — важная марганцевая руда.
ПСИЛОМЕЛАН ВаМп2+Мпэ4+О20-ЗН2О. Имеются и другие варианты написания формулы. Содержит примеси Fe, Al, Si, W и др. Кристаллическая структура сложена трубчатыми цепочками из двойных и тройных МпОб-октаэдрических лент; в полостях располагаются ионы Ва2+, молекулы Н2О и примеси.
Сингония ромбическая. Псиломелан встречается в натечных формах — гроздьевидных и почковидных, а также в сплошных плотных массах, в виде дендритов и оолитов.
Цвет от стально-серого до черного, черта коричнево-черная до черной, блестящая. Блеск металловидный или тусклый. Излом неровный. Твердость до 6. Плотность 4,0—4,7.
Разновидности. В а д — рыхлая землистая смесь псиломелана и других гидроокислов марганца. Твердость обычно около 1—2. Цвет и черта, как и у псиломелана, черные. Плотность 2,8—4,4. Асболан содержит примесь кобальта, а тунгомелан — вольфрама.
Происхождение. Экзогенное. Псиломелан и вад образуются при окислении различных минералов марганца и осадочным путем. Кроме того, известно образование тунгомелана из минеральных источников. .Асболан характерен для кор выветривания ультрабазитов. Псиломелан и вад широко распространены на марганцевых месторождениях, где спутниками их являются пиролюзит, манганит, родохрозит, кальцит, .доломит, барит.
Месторождения. В СССР: Чиатурское (Грузия), Никопольское (Украина), Джездинское (Казахстан), Сапальское около Нижнего Тагила :на Урале.
Применение. Псиломелан и вад — руда на марганец, асболан — руда на кобальт, тунгомелан — на вольфрам.
Сложные
Семейство окислов Та, Nb, Ti и W
КОЛУМБИТ (Fe, Мп) Nb2O6 и ТАНТАЛИТ (Fe, Мп) Та2О6 — «крайние члены изоморфного ряда. Содержание Мп и Fe также переменно, обычно преобладает Мп. Кристаллическая структура представляет собой плотнейшую гексагональную упаковку ионов кислорода, в одном слое которой */2 октаэдрических пустот занята ионами Мп2+ и Ее2+, а в другом — .ионами Та-5+ и Nb5+, образующими извил истые цепочки.
Сингония ромбическая. Кристаллы уплощенные, от толстотаблитчатых до листоватых.
Цвет черный до темно-бурого. Черта темно-красная до черной. Блеск металловидный. Спайность средняя. Излом неровный. Хрупкий. Твердость 6. Плотность 5,3—8,0.
Происхождение. Пегматитовое — встречаются в редкометальнозамещенных пегматитах и альбитизированных гранитах вместе с пластинчатым и сахаровидным альбитом, микроклином, лепидолитом, кварцем, мусковитом, сподуменом, черным и полихромным турмалином, бериллом, касситеритом, фосфатами марганца и железа.
Месторождения. Примерами месторождений могут служить Наза-рено (Бразилия) — тантало-ниобиевые пегматоидные граниты; Абу-.Даббаб (АРЕ) в апогранитах; крупные месторождения колумбита, .связанные с гранитоидами, известны в Нигерии.
Применение. Колумбит и танталит являются важной рудой на тантал и ниобий.
ГЮБНЕРИТ MnWO4 и ФЕРБЕРИТ FeWO4 — крайние члены изоморфного ряда вольфрамита (Мп, Fe)WO4 (WO3 76,5%)- Иногда содержат изоморфные примеси Mb5*, Та5+, Sc3+. Кристаллическая струк
Структура вольфрамита в извилистые
Рис. 82.
полиэдрической модели: цепочки (Fe, Мп)О6 и \\'06-октачл-ров -показаны равной штриховкой
тура цепочечно-слоистого типа представляет собой искаженную плотнейшую кубическую упаковку ионов кислорода; октаэдры, занятые ионами Мп2+ и Fe2+, соединяются ребрами в зигзагообразные цепочки вдоль’ оси С, которые связаны общими вершинами с. аналогичными цепочками из WO6-октаэдров (рис. 82).
Сингония моноклинная. Кристаллы уплощенно-удлиненные, таблитчатые, пластинчатые, иногда игольчатые
с характерной штриховкой вдоль оси С. Образуют лучистые агрегаты и сплошные кристаллические выделения (рис. 83).
м Цвет от черного у, ферберита, темно-бурого у вольфрамита до крас
новато-коричневого и желтовато-бурого у гюбнерита. Черта соответственно от черной, темно-бурой до светло-бурой. Спайность совершен-
ная в одном направлении вдоль удлцнения поперек уплощенности по
Рис. 83. Вольфрамит в кварцевой жиле «
{010}. Излом неровный. Блеск на гранях и особенно на плоскостях спайности от полуметаллического до алмазного, на неровной поверхности матовый или смолисто-жирный. Гюбнерит полупрозрачен. Хрупкий. Твердость 4—4,5. Плотность около 7,5. От похожего в зернистых агрегатах сфалерита отличается по плотности, одним направлением спайности, большей твердостью и отрицательной реакцией на HjS. От мел
142
ких зерен ильменита, колумбита, касситерита (в шлихах) отличается люминесценцией после обработки СаС12 и последующей отмывки.
Происхождение. Образуется главным образом в грейзеновых и высокотемпературных гидротермальных кварцевых жилах вместе с мусковитом, топазом, молибденитом, шеелитом, нередко его замещающим вместе с пиритом и флюоритом; встречается в оловорудных близпо-верхностиых гидротермальных месторождениях, а также в низкотемпературных жилах с антимонитом, киноварью и шеелитом. Образует крупные россыпи. В зоне окисления замещается ферритунгститом или тунгститом.
Месторождения. В СССР: грейзеновые и жильные месторождения в Забайкалье (Букука, Шерлова гора, Джида), в Казахстане (Акчатау, Кара-Оба), низкотемпературные жилы в Грузии (Зопхито, Рача и др.). За рубежом: крупные месторождения в Китае (Ляндушань и др.), Бирме, Монголии, Португалии (Панаскуейра).
Применение. Важнейший минерал вольфрамовых руд.
Гидроокислы ленточной и слоистой структур
Простые
БРУСИТ Mg(OH)2- Нередко содержит изоморфные примеси Fe2+, Мп2+. Кристаллическая структура — слои плотнейшей гексагональной упаковки из ионов (ОН)~, в которых ионы Mg2+ занимают 1/2 октаэдрических пустот; между слоями слабая водородная связь.
Сингония тригональная. Обычно в виде мелкочешуйчатых и пластинчатых, реже параллельно-волокнистых агрегатов (немалит). Толстотаблитчатые кристаллы редки. Образует также псевдоморфозы по периклазу MgO.
Цвет белый или серовато-зеленоватый. Черта белая. Блеск стеклянный до тусклого, перламутровый или шелковистый. Спайность весьма совершенная по пинакоиду {0001}. Хрупкий. Твердость 2,5. Плотность 2,4, Происхождение. Образуется при изменении серпентинизированных ультраосновных пород или в связи с контактово-метасоматическими процессами в доломитах и мраморах и при гидратации периклаза.
Месторождения. В ££СР встречается на месторождениях асбеста — Баженовское (Урал), хромита — Алмаз-Жемчужина (Казахстан), в магнезиальных скарнах Якутии. За р^Ьежом: месторождения Асбес-тос (Канада), а также в КНДР, Италии и др.
Применение. Ценное сырье для получения металлического магния и производства огнеупоров для металлургии.
/	^иСемейство гидроокислов А1
ГИДРАРГИЛЛИТ (гиббсит) А1(ОН)з. Кристаллическая структура аналогична структуре брусита, в которой.А! занимает 2/з октаэдрических пустот.
/ Сингония моноклинная. Кристаллы мелкие таблитчатой формы; обычно в плотных, землистых, часто натечных массах.
Цвет белый, серовато-белый. Спайность совершенная. Блеск на плоскостях спайности перламутровый. Твердость 2,5—3,5. Плотность 2,35. От похожего на него диаспора отличается меньшей твердостью.
143
Происхождение. Экзогенное — образуется при выветривании алюмосиликатов. Входит в состав бокситов.
ДИАСПОР АЮОН. Часто содержит изоморфные примеси Fe3+, Cr3+, Ga3+. Кристаллическая структура — плотнейшая гексагональная упаковка из ионов кислорода и гидроксила, в которой Al34" занимает
Рис. 84. Структура диаспора в полиэдрической модели
половину искаженных октаэдрических пустот таким образом, что ленты из сдвоенных А1 (О, ОН)6-октаэдрических цепочек образуют слоистый мотив (рис. 84).
Сингония ромбическая. Кристаллы пластинчатые, удлиненные, агрегаты листоватые, чешуйчатые.
Цвет 'коричневый, бурый, серовато-белый. Спайность совершенная. Блеск алмазный,
на плоскостях спайности перламутровый. Твердость 6,5—7.	Плот-
ность 3,4. Хрупок.
Происхождение. 1. Большей частью экзогенный, в месторождениях бокситов. 2. В контактовых месторождениях, часто вместе с корундом.
Месторождения. В СССР контактово-метасоматический диаспор в крупных листоватых кристаллах известен в месторождении наждака Косой Брод на Урале.
БЁМИТ АЮ(ОН). Кристаллическая структура выводится из плотнейшей кубической упаковки, в которой А1О3(ОН)3-октаэдры, соединяясь попарно общими ребрами, образуют гофрированные пачки.
Сингония ромбическая. Образует скрытокристаллические, мелкочешуйчатые и фарфоровидные агрегаты.
Цвет белый, желтоватый, бесцветный. Блеск стеклянный, перламутровый, шелковистый. Полупрозрачен. Спайность совершенная. Излом в сплошных агрегатах неровный до раковистого. Твердость 3,5—4. Плотность 3,1.
Происхождение. Экзогенное — в месторождениях бокситов.
Боксит представляет собой смесь, состоящую из гидраргиллита, диаспора и бемита, а также каолина, кремнезема и окислов желез’а. Это — глиноподобные, иногда плотные, часто оолитового сложения породы. Образование бокситов связано с выветриванием алюмосиликатных пород в условиях жаркого климата. Выделяют остаточные, платформенные и осадочные типы месторождений бокситов.
Месторождения. В СССР к осадочным относятся Тихвинское в Ленинградской области и месторождения Северо-Уральского бокситоносного района; за рубежом — месторождения Франции, о. Ямайки. Остаточные месторождения известны в Австралии, США, Гайане, Гвинее, Индии и других странах.
Применение. Боксит — руда на алюминий.
Семейство гидроокислов Fe . •
ГЕТИТ FeOOH (Fe 62,9%). Кристаллическая структура типа структуры'Диаспора.
Сингония ромбическая. Кристаллы мелкие пластинчатые, игольчатые; плотный в виде сферолитовых корок и землистый.
144
Цвет темно-коричневый до желто-бурого. Черта буро-желтая разных оттенков. Блеск кристаллов алмазный, у волокнистых разностей — шелковистый, обычно тусклый. Твердость 5,5. Плотность 3,3—4,3.
Происхождение. Осадочное — является биогенным или химическим осадком. Часто встречается в коре выветривания как продукт разрушения пирита, сидерита, магнетита и силикатов, содержащих железо. Входит в состав лимонита (бурого железняка).
ЛЕПИДОКРОКИТ FeO(OH). Кристаллическая структура типа структуры бёмита.
Рис. 85. Натечная форма лимонита. Нат. вел.
Сингония ромбическая. Трудно отличим от гетита. Встречается в виде чешуйчатых агрегатов, землистых или сплошных масс.
Цвет красный, коричневый до желтого. Черта оранжевая. Твердость 5. Плотность 4.
Происхождение. По у&ювиям образования аналогичен гётиту. Входит в состав лимонита.
Л и м о и и т (бурый железняк) — смесь различных гидроокислов железа бурого, коричнево-бурого и буро-желтого цвета, гетита, гидро-гётита, лепидокрокита и гидролепидокрокита, а также механических примесей — глинистого вещества, кварца и др.
Лимонит образует корочки, примазки, различные натечные формы (рнс. 85) и сферолитовые корки с черной блестящей поверхностью '(черная стеклянная голова), землистые и охристые массы, встречается в виде конкреций и оолитов. Лимониты оолитового сложения часто называются бобовой рудой. Обычны псевдоморфозы лимонита по пириту, сидериту, марказиту и другим минералам.
Физические свойства лимонита сильно колеблются в зависимости от состава и сложения. Твердость от 1 у рыхлых и землистых, богатых
145
водой, до 5 у плотных разностей с небольшим содержанием -воды. Плотность 2,7—4,3.
Лимонит возникает в результате окисления железосодержащих минералов (сульфидов, окислов, силикатов). Часто образует так называемые «железные шляпы» в зонах окисления месторождений медных руд, в корах выветривания ультраосновных и карбонатных пород, а также химические или биохимические осадки, образующиеся на дне озер, болот и в прибрежной полосе морей.
Месторождения. В СССР крупные месторождения оолитовых бурых железняков находятся в Крыму (Керченское) и на Северном Кавказе (Малкинское); лимониты озерно-болотного происхождения известны в европейской части СССР (Липецкое, Тульское, Хоперское и др.), на Урале (Бакальское — «железная шляпа» по сидериту, Комарово-Зига-зинское и др.), в Казахстане (Аятское и Лисаковское). За рубежом: месторождения Франции и Люксембурга.
Применение. Лимонит — важная железная руда.
Окислы каркасной структуры
Простые
Семейство кремнезема
КВАРЦ SiOg. Кристаллическая структура кварца представляет трехмерный каркас, сложенный кремнекислородными тетраэдрами, каждый из которых имеет общие вершины с четырьмя соседними. В составе семейства кремнезема известно несколько модификаций SiOz, отличающихся ориентацией БЮ^-тетраэдров (рис. 86); каждая из них характеризуется определенными пределами температурной устойчивости (табл. 3). При высоких давлениях
Рис. 86. Структура а-кварца (а) и fj-кварца (б) в полиэдрической модели (проекция на {0001})
искусственно получены более плотные модификации SiO^i коэсит (плотность 2,93) и рутилоподобный стишовит (плотность 4,35), обнаруженные также в импактитах крупных метеоритных кратеров.
Сингония низкотемпературного Р-кварца тригональная, а высокотемпературного «-кварца — гексагональная. а-Кварц обычно встречается в виде изометричных гексагональных ди-пирамидальных кристаллов размером от 3—5 до 20 мм в излившихся кислых горных породах — липаритах; в гранитах и пегматитах кварц представлен часто параморфозами р-квар-ца по «-кварцу.
p-Кварц образует в основном сплошные массы и зернистые агрегаты, нередко встречается в прекрасно ограненных кристаллах, слагающих друзы (рис. 87). Кристаллы, как правило, удлиненно-призматического габитуса. Из простых форм обычны гра-
146
Таблица 3
Температурная устойчивость полиморфных модификаций кремнезема
Полиморфные модификации	Температура устойчивости, °C	Сингония
Низкотемпературный кварц (р-кварц) Высокотемпературный кварц (а-кварц)	. тримидит кристобалит Выше 1710° наступает плавление (жидкая SiO2)	менее 575 575—870 870—1470 1470—1710	тригональная гексагональная » кубическая
ни призмы отрицательного и положительного ромбоэдров, тригональной дипирамиды и тригонального трапецоэдра. Характерна горизонтальная штриховка на гранях призмы. Нередко на более ранние длин-
Рис. 87. Друза кристаллов кварца. Нат. вел.
попризматические кристаллы нарастают короткопризматические дипи-рамидальные.кристаллы более позднего кварца. Это ведет к образованию «скипетровидных» кристаллов (см. рис. 22).
По положению трапецоэдра различают «правые» и «левые» разновидности кристаллов кварца (рис. 88). Нередко образует двойники до-финейского, бразильского и японского типов (см. рис. 28).
147
Цвет кварца белый, серый, розовый. Блеск стеклянный на гранях и жирный на сколах. Спайности обычно нет, иногда несовершенная по ромбоэдру и призме. Излом раковистый. Твердость 7. Плотность 2,65. Обладает пьезоэлектрическими свойствами. «Левый» и «правый» кварц
отличаются направлением вращения плоскости поляризации света. Прозрачные разновидности хоро-
шо пропускают ультрафиолетовый и инфракрасный свет.
Разновидности. По цвету выделяют следующие разновидности кварца: горный хрусталь — водяно - прозрачный, обычно образует хорошие кристаллы, встречается в низкотемпе
Рис. 89.
Почковидные апретаты халцедона. Закавказье
Рис. 88. Правый (а) и левый (б) кристаллы кварца
ратурных жилах альпийского типа и некоторых пегматитах; аметист — фиолетового цвета, низкотемпературный, гидротермальный; розовый кварц — бледно-розового цвета, характерен для центральных частей некоторых пегматитовых жил; дымчатый кварц (раухтопаз) — дымчатого, буроватого цвета, прозрачный, образуется в низкотемпературных гидротермальных жилах; морион — черный кварц, встречается в пегматитовых жилах и грейзенах совместно с ортоклазом, альбитом, топазом, бериллом. Зеленый кварц — празем, окраска его связана с механической примесью актинолита или хлорита; благодаря вросткам слюды и гематита авантюрин имеет характерный золотисто-красный или красновато-бурый цвет и металловидный переливающийся отблеск (отлив).
Скрытокристаллическая .разновидность кварца называется халцедоном. Она образует почковидные агрегаты (рис. 89), желваки, корочки, выполняющие секреции, миндалины и другие пустоты. Халцедон непрозрачен, но обычно просвечивает. Блеск восковой, матовый. Наиболее распространен халцедон серого или голубовато-серого цвета.
Многочисленные разновидности халцедона различаются по цвету.
148
рисунку, сложению. Среди прозрачных или просвечивающих равномерно окрашенных разновидностей можно отметить сердолик — красный, оранжевый. Полосчатые разновидности халцедона носят название агатов. Плотная нечистая халцедоновая порода со значительной примесью других минералов и минеральных пигментов называется яшмой; окраска яшм разнообразная. Халцедон с примесями песка и глины называется кремнем.
Происхождение кварца различное. Кварц магматического происхождения выделяется в виде неправильных зерен, например в гранитах. В гранитах и пегматитах наряду с полевыми шпатами он является главным породообразующим минералом. При гидротермальном минералообразовании кварц — самый распространенный жильный минерал.
Кварц — минерал стойкий к выветриванию, химически он не разлагается. Механическое разрушение кварцсодержащих пород приводит к накоплению его в россыпях и образованию кварцевых песков. При метаморфизме последние переходят в плотные породы — кварциты.
Кварц встречается совместно с многими минералами. Не образуется совместно он лишь с нефелином, оливином, хромитом и некоторыми другими минералами бедных кремнекислотой магматических горных пород.
Образование халцедона связано с низкотемпературным гидротермальным процессом, сопровождающим вулканическую деятельность. Халцедон и его разновидности — агаты, сердолики и другие — выделяются в трещинах и пустотах застывших лав, встречаются в виде миндалин во многих эффузивных породах, например в сибирских траппах. Халцедон экзогенного происхождения представлен секрециями и желваками кремня в толщах осадочных пород.
Месторождения. В СССР: горный хрусталь известен в пегматитах Волыни, на Урале, Памире и на Алдане; аметист — на Северном Урале, в Ангаро-Илимском и Ангаро-Катском районах на юге Сибирской платформы; сердолик и другие разновидности халцедона — в гальке рек бассейнов Вилюя и Нижней Тунгуски; месторождения технического агата — в Грузии (Ахалцихское) и Якутии; лучшие в мире яшмы — на Южном Урале (особенно ценятся за красивый рисунок орские яшмы) и Алтае; чистые кварцевые пески — в Московской (Люберецкое), Владимирской (Гусь-Хрустальное) и других областях. За рубежом: месторождения горного хрусталя имеются в Швейцарских Альпах, в Бразилии, на Мадагаскаре; аметиста — в Уругвае.
Применение. Горный хрусталь (пьезокварц) применяется в радиотехнике и оптике. Аметист, дымчатый кварц, халцедон, агаты, яшмы употребляются в ювелирном деле как драгоценные и поделочные камни. Агат находит применение также в точной механике. Чистые кварцевые пески используются в стекольной промышленности; песчаники и кварциты — строительный материал.
ОПАЛ SiO2-/iH2O. Имеет глобулярное внутреннее строение.
Аморфный. Встречается в натечных стеклоподобных образованиях с раковистым изломом.
Цвет белый, серый; иногда обнаруживает красивую игру цветов (опалесценцию). Просвечивающие или полупрозрачные опалесцирующие разновидности носят название благородных опалов, они имеют разные оттенки голубого цвета, реже красноватые. Блеск стеклянный, матовый. Твердость 5,5. Плотность 1,9—2,3.
Происхождение. Типичный минерал коры выветривания, но может иметь и гидротермальное происхождение. Образуется в миндалинах некоторых эффузивных пород и в связи с деятельностью гейзеров и
149
горячих источников, отлагающих кремнистые натеки (гейзерит). Огромные массы опалового вещества возникают биогенным путем в результате жизнедеятельности организмов, имеющих кремниевый скелет (диатомит, трепел).
Месторождения. Лучшие месторождения благородного опала находятся в Австралии, Венгрии и Чехословакии. Диатомит — в Грузии, трепел — в Поволжье, Калужской и Курской областях.
Применение. Благородный опал является драгоценным камнем. Диатомит и трепел используются в строительном деле, в абразивной промышленности, для термоизоляции и других целей.
Сложные
• Ti
Рис. 90. Структура перовскита
Г\
4— ПЕРЛВСКИТ CaTiO3 (ТЮ2 58,9%). Содержит примеси Nb, Th, Fe, . Та, TR. Кристаллическая структура представляет собой каркас из ПО6-октаэдров с общими вершинами; ионы Ti4+ располагаются в узлах примитивной кубической ячейки, в центре которой находится ион Са2+ с К. Ч.=12 (рис. 90).
Сингония кубическая. Встречается обычно в виде кристаллов кубического габитуса, реже в сплошных массах.
Цвет черный, красновато-бурый до желтовато-оранжевого. Черта серая. Блеск алмазный до металловидного, иногда тусклый. Спайность несовершенная, излом неровный. Хрупкий. Твердость 5,5—6. Плотность около 4.
Разновидности. Дизаналит содержит до1 26% Nb2O5, кн о п ит— п.о 8% TR2O3. Перовскит близок по составу к лопариту (Са, Na, Се) (Ti', Nb)2O6, встречающемуся обычно в виде двойников прорастания по флюоритовому закону.
Происхождение. 1. Магматическое — акцессорный минерал ультраосновных и щелочных пород, характерный минерал карбонатитов и щелочных пегматитов. 2. Контактово-метасоматическое — вместе с гранатом, пироксеном, везувианом, хлоритом, сфеном и др.
Месторождения. В СССР: в скарнах Шишимских и Назямских гор (Урал), в карбонатитах Вуориярви (Северная Карелия); лопарит — в щелочных породах и пегматитах Кольского полуострова.
Применение. В крупных скоплениях — ценное сырье на Ti, Nb, Та, 1 TR, Th и др.
ПИРОХДОР NaCaNb2O6(OH, F) и МИКРОЛИТ iNaCaTa2Oe (ОН, F) — крайние члены непрерывного изоморфного ряда. Состав их очень непостоянен, помимо элементов, отмеченных в формуле, содержат ТЮ2 (до 13%), ПО2 (до 11%), UO3 (до 15%), редкие земли (до 13%) и т. д. Кристаллическая структура аналогична структуре флюорита, в которой одна часть малых кубов занята ионами Na и Са, другая — замещена октаэдрами g Nb и Та, образующими каркасный мотив.
150
Сингония кубическая. Кристаллы октаэдрического облика, встречаются также в виде вкрапленных зерен.
Цвет пирохлора от красновато-бурого до черного, микролита — от светло-желтого до бурого. Еугеск стеклянный до алмазного. Твердость 5—5Д Плотность 4,2—4,6. Микролит встречается в октаэдрических кристаллах, небольших по размеру (откуда и произошло название). Более редок, чем пирохлор.
Происхождение. Пирохлор встречается в щелочных пегматитах и карбонатитах в ассоциации с микроклином, цирконом, ильменитом, эгирином, титанитом, магнетитом и другими минералами; микролит обычен в гранитных пегматитах совместно с альбитом, сподуменом, рубеллитом, лепидолитом.
Применение. При значительных скоплениях имеют практическое значение как важная руда на ниобий, тантал и уран.
СИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТЫ
Силикаты и алюмосиликаты — самый обширный класс минералов. Они представляют собой соединения силикатных, алюмосиликатных и других анионных радикалов с катионами, среди которых видообразующими являются Al, Fe, Mg, Мп, Са, Na, К, а также Li, В, Be, Ti, Zr, TR, Cs, Sr, Y, Zn, Си и др. В состав анионных радикалов входят кроме Si и А1 также Ti, Zr, Be, В, Fe3+. Роль дополнительных анионов играют группы (ОН)-, F", О2-, S2", С1", [ВОз]3-, а также [Оз]2-, [SO4]2- и др. Кроме того, в состав некоторых минералов класса силикатов входит кристаллизационная, цеолитная, межслоевая и адсорбционная вода. Силикаты отличаются сложным химическим составом и широкими изоморфными замещениями как изовалентного, так и гетеровалентного типа в катионной и анионной частях. Примером изовалентных изоморфных замещений в силикатах могут служить пары Mg2+ — Fe2+ в оливине, А13+—Fe3+ в гранате, Са2+—Мп2+ в волластоните. Гетеровалентный изоморфизм среди катионов обычно сопровождается аналогичными замещениями среди анионов, как это имеет место в плагиоклазах. Широкие изовалентные замещения среди дополнительных анионов (ОН)" и F- характерны, например, для топаза, многих слюд и др.
В силикатах и их аналогах преобладают ковалентные зр3-связи в пределах анионных радикалов [SiO4]4" и существенно ионные — между катионами и анионами. В минералах, содержащих группы (ОН-) и Н2О, имеется также водородный тип связи.
В зависимости от того, как сочетаются между собой кремне- и алюмокислородные тетраэдры, различают следующие структуры силикатов и алюмосиликатов (рис. 91).
1.	Силикаты островной структуры, с изолированными тетраэдрами и изолированными группами тетраэдров. Среди них выделяются:
а)	одиночные изолированные кремнекислородные тетраэдры [SiO4]4- (рис. 91, а), в которых каждый из четырех атомов кислорода имеет один свободный заряд; между собой тетраэдры непосредственно не связаны, связь происходит через катионы;
б)	изолированные сдвоенные кремнекислородные тетраэдры [Si2O7]6" (рис. 91,6); один атом кислорода у них общий, остальные связаны с катионами;
в)	изолированные кольца, состоящие из трех, четырех, шести кремнекислородных тетраэдров [SisOg]6", [SuO^]8", [Si60i8]12" (рис. 91, виг).
151
2.	Силикаты цепочечной структуры, состоящие из простых цепочек кремнекислородных тетраэдров [Si2O6]4", [Si3O9]6- и др., с различным периодом повторяемости (рис. 91, д и е), и сдвоенных цепочек, или лент, из кремнекислородных тетраэдров типа [Si40n]-6 (рис. 91, ж). В некоторых минералах Si4+ замещен на А13+ с образованием алюмосиликатных радикалов типа [(Si, Al^On]6-.
Рис. 91. Типы сочленения цремнекислородных тетраэдров в силикатах:
а — одиночный тетраэдр; б — сдвоенные тетраэдры; в — тройные иг — шестерные кольца тетраэдров; д — двучленная иг — трехчленная одинарные цепочки тетраэдров; ж — сдвоенная цепочка (лента) тетраэдров; з — гексагональная сетка (слой) тетраэдров; и — объемный каркас из тетраэдров
3.	Силикаты и алюмосиликаты слоистой структуры, состоящие из кремнекислородных и алюмокислородных слоев [Si4Oi0]4- и [(Si, A1)40iq], в которых тетраэдры связаны тремя общими вершинами (рис. 91, з).
4.	Алюмосиликаты каркасной структуры с непрерывным трехмерным каркасом из алюмо- и кремнекислородных тетраэдров [А1О4]®"' и
152
[SiO4]4_, в которых все атомы кислорода общие (рис. 91, и). В алюмосиликатах с каркасной структурой сумма ионов А13+ и Si4+ всегда в два раза меньше, чем число ионов кислорода, а число алюмокислородных тетраэдров не может быть больше половины кремнекислородных тетраэдров. При этом условии формула алюмо-кремнекислородного радикала имеет вид [Sin-pAlpO2n]₽_. В случае р=0 получаем электростатически
нейтральный кремнекислородный каркас [SinO2n], отвечающий* только окислам кремния, например кварцу; при р>0 в каркасе возникают избыточные отрицательные заряды, которые компенсируются за счет Na+, К+, Са2+ и других крупных катионов, занимающих полости в каркасной структуре.
Внутренняя структура и химический состав силикатов отражаются на их облике и физических свойствах. Так, силикаты, структура которых представлена обособленными кремнекислородными тетраэдрами, часто имеют изометрический облик (гранаты). Структура гексагонально-призматического берилла характеризуется шестерными кольцами [SieOis]12-. В'
Структуре пироксенов, часто образую- рис 92, Типы тетраэдрических крем-Щих удлиненно-призматические крис- некислородиых цепочек и характер таллы, цепочки кремнекислородных их сочленения с катионными полиэд-радикалов [Si2O6]4~ связаны зигзаго- PaMltB пи₽оксенах <°)> «олластони-rL J	те (о) и родоните (в)
образными октаэдрическими цепочками (рис. 92, а). Для других силикатов, таких, как эпидот, везувиан и др., удлиненно-призматический облик кристаллов объясняется ведущей структурной ролью крупных катионов кальция, образующих бесконечные полиэдрические колонки, к которым
сопоставимые по размерам сдвоенные кремнекислородные радикалы [S^O?]6- только «приспосабливаются» (рис. 92, б). По Н. В. Белову, структурная роль крупных катионов открывает вторую главу кристаллохимии силикатов, позволяющую объяснить, например, периодичность кремнекислородных цепочек в волластоните Са3[51зОд], родоните Ca4M.n[Si50i5] и других пироксеноидах порядком чередования ионов кальция и марганца (рис. 92, в).
В листовых силикатах (слюды, тальк, хлориты) межатомные связи в пределах слоев кремнекислородных тетраэдров очень прочные, а между слоями — гораздо слабее. Поэтому расщепить, разрушить эти минералы, естественно, легче всего вдоль слоев, чем и обусловливается характерная для них весьма совершенная спайность. Слоистые силикаты отличаются самой низкой твердостью, которая закономерно уменьшается от алюмосиликатов с ионным типом химической связи (слюды) к силикатам с ван-дер-ваальсовыми и водородными связями (хлориты, тальк, глины).
Окраска силикатов в основном имеет хромофорную природу. Преобладающая роль принадлежит ионам железа, марганца, в меньшей степени — хрома, никеля и меди. Цвет некоторых силикатов вызван дефектными центрами окраски. Аллохроматическая окраска связана чаще всего с включениями темноцветных минералов. Плотность сили
153
катов зависит от плотности упаковки (островные силикаты тяжелее каркасных), а также от атомной массы катионов и содержания воды.
Происхождение силикатов эндогенное, главным образом магматическое (оливин, пироксены, полевые шпаты). Они также характерны для пегматитов (слюды, турмалин, берилл и др.), скарнов (гранаты, волластонит и др.), грейзенов и гидротермальных жил (слюды, топаз, полевые шпаты). Широко распространены силикаты в метаморфических породах — сланцах и гнейсах (гранаты, дистен, хлорит и др.). Силикаты экзогенного происхождения представляют собой обычно продукты выветривания или изменения первичных (эндогенных) минералов (каолинит, глауконит, хризоколла) и слагают мощные толщи осадочных пород.
Силикаты — важные неметаллические полезные ископаемые (керамическое и огнеупорное сырье, строительные, тепло- и электроизоляционные материалы). Силикаты также являются рудами на бериллий, литий, цезий, цирконий, никель, цинк и редкие земли. Кроме того, к ним относятся многие драгоценные и поделочные камни (изумруд, аквамарин, топаз, нефрит, родонит и др.).
Общее число минеральных видов силикатов около 800. По распространенности на долю силикатов приходится более 75% от всех минералов литосферы. Это объясняется тем, что силикаты и алюмосиликаты — важнейшие породообразующие минералы, из которых сложена основная масса горных пород (полевые шпаты, кварц, слюды, роговые обманки, пироксены, оливин и др.). Самыми распространенными в природе являются полевые шпаты.
СИСТЕМАТИКА
Силикаты островной структуры Силикаты* с изолированными кремнекислородными тетраэдрами [SiOJ4-(ортосиликаты)
Простые
Группа фенакита (триг. с.): фенакит Be2[SiO4], виллемит Zn2[SiO4].
Группа оливина (ромб, с.): форстерит M.g2[SiO4], фаялит Fe2[SiO4],
Группа циркона (тетр, с.): циркон Zr[SiO4], торит Th[SiO4].
Сложные
Семейство гранатов (куб. с.): уграндиты — гроссуляр СазА12 [SiO4]3, андрадит Ca3Fe2[SiO4]3, уваровит Ca3Cr2[SiO4]3, пиральспи-ты — альмандин Fe3Al2[SiO4]3, спессартин Mn3Al2[SiO4]3, пироп Mg3Al2[SiO4].
С добавочными анионами
Группа титанита: титанит CaTi[SiO4]O (мон. с.), малайяит CaSn[SiO4]O (мон. с.).
Группа топаза:топаз Als[SiO4] (F, ОН)2 (ромб. с.).
154
Семейство дистена — андалузита:	дистен Al2[SiO4]О (трикл.
с.), андалузит Al2[SiO4]О (ромб, с.), силлиманит Al[SiA105] (ромб, с.), ставролит FeAl4[SiO4]2O2 (ОН)2 (ромб. с.).
Группа хлоритоида: хлоритоид (Fe, Mg)2 (Al, Fe3+)A13 [SiO4]O2 (OH) 4 (мои. c.).
Группа дюмортьерита: дюмортьерит (Al, Fe)7[SiO4]3[BO3] (О, OH)3 (ромб. с.).
Группа хондродита: хондродит Mg3[SiO4]2F2 (мон. с.), гумит Mg7[SiO4]3F2 (ромб. с.).	•
Силикаты со сдвоенными кремнекислородными тетраэдрами [Si2O7]B“ (диортосиликаты)
С добавочными анионами
Группа бертрандита: бертрандит Be4[Si2O7] (ОН)2 (ромб. с.).
Группа ильваита: ильваит CaFe22+Fe3+ [Si2O7]O (ОН) (ромб. с.).
Водные
Группа каламина: каламин Zn4[Si2O7] (ОН)2-Н2О (ромб. с.).
Силикаты с изолированными и сдвоенными кремнекислородными тетраэдрами [SiO4]4” + [Si2O7]B- (орто-диортосиликаты)
С добавочными анионами
Группа везувиана: везувиан Cai0(Mg, Fe)2Al4 [SiO4]3 [Si2O7]2 (OH)4 (тетр. с.).
Группа эпидота: эпидот Ca2(Fe, Al) Al2[SiO4}[Si2O7]O (ОН) (мон. с.), цоизит Са2Д13 [SiO4] |Si2O7]O(OH) (ромб, с.), ортит Са(Са, Се) (Al, Fe)Al2[SiO4] [Si2O7]O(OH) (мон. с.), пьемонтит Ca2Mn2Al[SiO4] [Si2O7]O (ОН) (мои. с.).
Группа лампрофиллита: лампрофиллит SrNa3Ti3[Si2O7]2O2F (мон. с.), рийколит (ловчоррит) NaECai4CeTi[Si2O7]2OF3 (.мои. с.).
Силикаты с изолированными кольцами кремнекислородных тетраэдров [Si6O18]12~ и др.
Сложные,
Группа берилла: берилл Be3Al2[Si80i8] (гекс, с.), кордиерит (Mg, Fe)2Al3[SiAlOi8] (ромб, с.), индиалит (Mg, Fe)2Al3[(Si, А1)бО(8] (гекс. с.).
С добавочными анионами
Группа турмалина (триг. с.): шерл (Na, Ca)Fe3(Al, Fe)8 [Si80i8] [BO3]3(OH,F)4, дравит NaMg3(Al, Fe)6 [Si60i8] [BO3]3(OH, F)4, эль байт Na(Li, Al)3 Al6[Si6Oi8] [BO3]3(OH, F).
155
Водные
Группа диоптаза: диоптаз CuefSieOjg] -6Н2О (триг. с.).
Группа эвдиалита: эвдиалит (Na, Са)9 (Zr, Ti, Мп) [Si3O9] [Si9O24] (ОН)3 (триг. с.).
Силикаты цепочечной структуры Силикаты с одинарными цепочками кремнекислородных тетраэдров [Si2Oe]4-(пироксены)
П ростые (ортопироксены)
Группа энстатита — ферросилита (псевдоромб, с.): энстатит Mg2[Si2O6], гиперстен (Mg, Fe)2[Si2O6], ферросилит Fe2[Si2Oe].
Сложные (клинопироксены)
Группа диопсида — геденбергита (мон. с.): диопсид CaMg[Si2Oe], геденбергит CaFe[Si2O6], иогансентит CaMn[Si2O6], авгит (Са, Na) (Mg, Fe2+, Fe3+ Al) [(Si, A1)2O6].
Гpynna эгирина (мон. с.): эгирин NaFe3+[Si2O6], жадеит NaAl [Si2Og], сподумен LiAl[Si2O6].
Силикаты с одинарными цепочками кремнекислородных тетраэдров типа [SiaO9J6~, [Si6O15]10" и др. (пироксеноиды)
Группа волластонита: волластонит Ca3[Si3O9] (трикл. с.)* Группа родонита:родонит CaMrujSisOis] (трикл. с.).
Силикаты со сдвоенными цепочками кремнекислородных тетраэдров [Si4On]e_ (амфиболы)
С добавочными анионами
Группа антофиллита (ромб, с.): антофиллит Mg7[Si4On]2(OH)2, жедрит (Mg, Fe, Al) [(Si, А1)4Оц]2(ОН, F)2.
Группа актинолита (мон. с.): тремолит Ga2Mg5'[Si4On]2('OH)2, актинолит Ca2iFie5'[Si4O1i]E.(i0H)2. .
Ipynna роговой обманки (мон. с.): роговая обманка (Ca,Na) (Mg, Fe)4(Al, Fe) [(Si, А1)4Оц]2(ОН)2, феррогастингсит NaCa2Fe42+(Al, Fe3+) [Si3A10n]2(0H, F)2.
Группа щелочных амфиболов (мон. с.): арфведсонит Na(Ca, Na) (Fe2+, Mg2+, Fe3+, Al3+) [(Al, Si)4On]2(OH, F)2, глаукофан NaNaMgsAb [Si4On]2(OH, F)2, рибекит NaNaFe^Fe^ [Si4On]2(OH, F)2.
156
Силикаты с усложненными цепочками кремнекислородных тетраэдров типа [Si.jO,2]
* Группа астрофиллита-, астрофиллит K3(Fe, Mn)'7Ti2’[Si4Oi2]O2(OH)5. (трикл. с.).
Группа энигматита: энигматит Na2Fe5Ti[Si6Oi8]O3 (трикл. с.).
Силикаты и алюмосиликаты слоистой структуры Силикаты с двухслойными пакетами
С добавочными анионами
Группа серпентина (мон. с.): серпентин Mg8[Si4Oio] (ОН)8.
Семейство каолинита (мон. с.): каолинит Al4[Si4Oio] (ОН)8, диккит Al4[Si4Oi0] (ОН)8, накрит Al4[Si4OJ0] (ОН)8, галлуазит AUfSi^ioJ (0Н)8-4Н2О.
Водные
Группа аллофана: аллофан mAl2O3-rtSiO2-pH2O (аморфный).
Силикаты и алюмосиликаты с трехслойными пакетами
С добавочными анионами
Группа талька-пирофиллита (мон. с.): тальк Mg3[Si4Oio] (ОН)2, пирофиллит Al2 [Si4Oi0] (ОН)2.
Семейство слюд (мон. с.): мусковит KAl2[Si3AlOi0] (ОН, F)2, флогопит KMg3[Si3A10io] (ОН, F)2, биотит K(Fe, Mg)3[Si3A10l0] (ОН, F)2, лепидолит KLii,5Ali,5[Si3A10io] (ОН, F)2.
Группа маргарита: маргарит CaAl2[Si2Al2O10] (ОН)2 (мон. с.).
Водные
Семейство гидрослюд (мон. с.): вермикулит (Mg, Fe2+, Fe3+)3 [(Si, Al)40io] (OH)2-4H2O, глауконит (К, H3O) (Fe3+, Al, Fe2+,Mg)2[Si3AIO10] (0H)2-nH2O, гидромусковит (К, H3O) [Si3A10w] (OH)2nH2O, стильпномелан KFe4Al[Si40io] (ОН)4-Н2О.
Семейство монтмориллонита (мон. с.): монтмориллонит (Al, Mg)2 [Si4O10] (ОН)2-4Н2О, бейделлит Al2[(Si, А1)40ю] (ОН)2-4Н2О, нонтронит (Fe, Al)2[(Si, А1)4Ою] (ОН)2-4Н2О, хризоколла Cu4[Si4Oi0] (ОН)2-•4Н2О (аморфная).
Группа палыгорскита (мон. с.): палыгорскит . Mg2Al2[Si802o] (0Н)2-8Н2О, сепиолит Mg8[Sii2O30] (ОН)4-12Н2О, чароит I^NaCas, [Sii2O30] (ОН, F)-3H2O.
157
Силикаты и алюмосиликаты с многослойными пакетами
С добавочными анионами
Семейство хлоритов (мон. с.): пеннин (Mg, Al)€ [Si3,5Alo,50io] (ОН)8, клинохлор (Mg, Al)6[Si3A10io] (ОН)8, прохлорит (Mg, Fe, Al)6 [Sis.sAlx.sOio] (ОН)8, шамозит (Fe24, Mg, Fe3+)8[Si3AlOi0] (ОН)3, тю-рингит (Fe21-, Mg, Fe3+, AlJefSizAlaOio] (ОН, O)8.
Алюмосиликаты каркасной структуры (каркасные алюмосиликаты) Алюмосиликаты с радикалами типа [SiAIOJ- (фельдшпатиды)
Сложные
Группа нефелина: нефелин KNa3[SiA104]4 (гекс. с.).
С добавочными анионами
Семейство канкринита-содалита: канкринит Na6Ca2[SiA104]6 [СОз, SO4] (ОН)2 (гекс, с.), содалит Na8[SiAlO4]6Cl2 (куб. с.), лазурит Na6Ca2[SiAlO4]6 (SO4, S, С12) (куб. с.).
Группа гельвина (куб. с.): гельвин (Mn2+)4[SiBeO4]3S, даналит Fe4[SiBeO4]3S, гентгельвин Zn4[SiBeO4]3S.
Алюмосиликаты с радикалом типа [Si2A106J_
ПрЪстые
Группа лейцита: лейцит IQSizAlOe] (псевдокуб. с.).
Водные
Группа анальцима — поллуцита (псевдокуб. с.): анальцим Nai[Si2A106]-Н2О, поллуцит Csi-riNan[Si2A106]-/гН2О.
Алюмосиликаты с радикалами типа [Si3A108]_, |Si2AI2Og] и др.
Проспи^ (палевые шпаты)
Группа К—Na-полевых шпатов: санидин (К, Na) [Si3A108] (мон. с.), ортоклаз (К, Na) [Si3A108] (мон. с.), микроклин (К, Na) [Si3A108] (трикл. с.).
Группа плагиоклазов (трикл. с.): альбит Na[Si3A108], анортит Ca[Si2Al2O8], цельзиан Ba[Si2A12O8].
158
Семейство данбурита: данбурит Ca[Si2B2O8] (ромб, с.), датолит Cas[Si2B2O8(OH)2] (мон. с.), аксинит Ca2(Fe, Мп) Al2[Si4BOi5(OH)] (трикл. с.).
С добавочными анионами
Группа скаполита (тетр, с.): Ччариалит Na^SisAlOgJaCl, мейонит Ca4[Si2Al2O8]3 (Cl, СО3, SO4).
Алюмосиликаты с радикалами типа [Si3Al2O10]2[Si4Al2O12]2-H др.
Водные (цеолиты)
Группа натролита (ромб, с.): натролит Na2[Si3Al2Oio]-2Н2О, сколецит Са [Si3Al2Oi0] -ЗН2О, мезолит Ма2Са2[51зА12О10]з- 8Н2О.
Группа ломонтита: ломонтит Ca[Si4Al20i2]-4Н2О (мон. с.).
Группа шабазита: шабазит (Са, Na2) [Si4Al2O]2] -6Н2О (трик. с.), гмеленит (Na, Са) [Si4Al20i2] -6Н2О (гекс. с.).
Группа гейландита (мон. с.): гейландит (клиноптилолит) Ca[Si7Al20i8] -6Н2О, десмин (стильбит) (Са, NaB) [Si7Al20i8]-7Н2О, эпистильбит Са[51бА12О10] -5Н2О.
Группа морденита: морденит (птилолит) (Na2, Са) [SiioAl2024] • •7Н2О (ромб. с.).
Силикаты островной структуры Силикаты с изолированными кремнекислородными тетраэдрами [SiOJ4- (ортосиликаты)
Простые
ФОРСТЕРИТ Mg2[SiO4] и ФАЯЛИТ Fe2[SiO4] — крайние члены изоморфного ряда оливина (Mg, Fe)2[SiO4j. Содержат примеси Со, Ni и др. Кристаллическая структура близка к плотнейшей гексагональной упаковке, в которой октаэдрические полиэдры двух типов Mj и М2 с катионами Mg и Fe располагаются в виде зигзагообразных цепочек, связанных изолированными тетраэдрами [SiO4]4“ (рис. 93). '
Сингония ромбическая. Распространены в виде зернистых масс и отдельных кристаллов.
Цвет желто-зеленый, оливково-зеленый (отсюда название), но в зависимости от состава может изменяться от светло-желтого до темнозеленого и черного. Черный цвет оливина обусловлен развитием серпентина по многочисленным микротрещинам. Блеск стеклянный. Твердость 6,5—7. Спайность средняя. Излом мелкораковистый. Плотность 3,2—3,5 (в зависимости от состава). Оливин легко разлагается кислотами, даже уксусной, с выделением студневидного кремнезема.
Разновидности. Желтовато-зеленый прозрачный оливин носит название хризолита1.
1 Добываемый в россыпях Урала минерал, называемый хризолитом, на самом деле является демантоидом (гранатом).
159
Происхождение. Магматическое — образуется при кристаллизации ультраосновной магмы, бедной кремнеземом и глиноземом. Является одним из главных минералов ультраосновных пород: дуниты почти полностью сложены оливином, в перидотитах он встречается совместно с пироксеном, хромитом, магнетитом, платиной, встречается также в габбро, базальтах и кимберлитах вместе с пироксеном, основными плагиоклазами. Предполагается, что в мантии оливин не устойчив и представлен более плотной шпинелеподобной модификацией.
Форстерит образуется в магнезиальных скарнах вместе с другими магнезиальными минералами: шпинелью, периклазом, флогопитом, тремолитом и др. Обычно оливин замещается серпентином, за его счет
образуются тальк, хризотил-асбест, хлорит. В .корах выветривания при разложении оливиновых повод развиваются магнезиальные слоистые силикаты, обогащенные никелем, гидроокислы железа, содержащие кобальт, магнезит, опал.
Рис. 94. Кристаллы циркона дипирами-дальной формы из щелочных пегматитов (Урал). Увел, в 2 раза
Рис. 93. Кристаллическая структура оливина в полиэдрическом изображении в проекции на {100}; точками выделены катионы в октаэдрической позиции М1, а штриховкой — в М2
Породы, содержащие оливин, широко распространены. В СССР они известны на Урале, в Карелии, Восточном Саяне, на Камчатке и в других местах.
Применение. Маложелезистые оливиновые породы могут иметь практическое значение как огнеупорное сырье. Хризолит — драгоценный камень.
ЦИРКОН Zrl[SiO<]. В виде изоморфных примесей содержит HF, Th и TR. В кристаллической структуре изолированные тетраэдры [SiO4] соединяются общими ребрами с восьмивершинниками, в центре которых находятся ионы Zr*'.
Сингония тетрагональная. СГбычно встречается в виде хорошо образованных кристаллов. Из простых форм развиты тетрагональные призмы и дипирамиды.
Цвет золотистый, желтый, бурый, серый. Блеск алмазный. Характерны высокая твердость (7,5—8) и значительная плотность (4, 7). Спайность отсутствует.
Разновидности. Прозрачный циркон — гиацинт. Метамиктный циркон — мал а ко н.
160
Происхождение. Магматическое и пегматитовое. Как акцессорный (второстепенный) минерал распространен в изверженных горных породах — гранитах и сиенитах. Дипирамидальные кристаллы размером 1 см и более характерны для щелочных пегматитов (рис. 94). Встречается вместе с полевыми шпатами, апатитом, сфеном, нефелином, черной слюдой (лепидомеланом), минералами редких земель, тантала, ниобия и тория. Как механически стойкий минерал циркон накапливается в россыпях, откуда и добывается (иногда совместно с монацитом).
Месторождения. В СССР: в щелочных пегматитах Урала. За рубежом: россыпи в Бразилии, в США (Флорида), на о. Шри-Ланка, в пегматитах Норвегии и Мадагаскара.
Применение. Циркон является рудой на металл цирконий, употребляемый в производстве быстрорежущих сталей и броневых плит. Окись циркония используется как высокоогнеупорный и кислотоупорный материал. Попутно из циркона может добываться гафний. Гиацинт — драгоценный камень.
Сложные
Семейство гранатов
К гранатам относятся сложные по составу ортосиликаты двух- и трехвалентных катионов с общей формулой R32+R23+[SiO4]3, где R2+= =Са, Mg, Мп, Fe, a R3+=AI, Fe, Сг. Среди гранатов выделяют два подсемейства: уграндиты с R2+=Ca2+ и R3+= (Al, Fe3+, Сг3+) и пиральспитыс R3+=A1 и R2+= (Mg, Fe2+, Mn2+). В кристаллической структуре граната изолированные тетраэдры [SiO4]4~ связаны вершинами с октаэдрами К3+-катионов и ребрами с восьмивершинниками Е2+-полиэдров, образуя каркасный мотив.
Рис. 95. Кристаллы граната
Сингония кубическая. Обычно встречаются в хорошо выраженных кристаллах — ромбододекаэдрах и тетрагон-триоктаэдрах или комбинациях этих форм (рис. 95). Кроме того, образуют сплошные зернистые и сливные массы.
Цвет различный (см. ниже). Блеск стеклянный. Очень характерны высокая твердость (7—8) и отсутствие спайности. Плотность изменяется в связи с составом от 3,4 до 4,3.
Уграндиты (кальцевые гранаты) Ca3R|+[SiO4]3
ГРОССУЛЯР Са3А12 [SiO4]s. Цвет светло-зеленый, красноватый или зеленовато-бурый. Характерен для контактов с известняками (скарнов).
§ А. В. Миловский, О. В. Кононов
161
АНДРАДИТ Ca3Fe2 [SiO4]3. Цвет бурый до черного, красный, зеленовато-бурый. Встречается также в скарнах, реже в сланцах и других породах. Демантоид •— прозрачная разновидность андрадита зеленого цвета (1,5% Сг2О3), является драгоценным камнем (в россыпях Нижнетагильского района на Урале). Меланит — андрадит черного цвета, обогащен титаном.
УВАРОВИТ Ca3Cr2 [SiO4]3. Цвет изумрудно-зеленый. Образует мелкокристаллические корочки на хромите. Редкий. Хорошие образцы известны из Сарановского месторождения хромита на Северном Урале.
Пиральспиты (алюмогранаты) R|+Al2[Sio4]3
АЛЬМАНДИН Fe3Al2 [SiO4]3. Цвет красный, коричневый, фиолетовый. Самый распространенный из гранатов. Обычен в кристаллических сланцах и гнейсах.
СПЕССАРТИН Мп3А12 [SiO4]3. Цвет розовый, красный, желтоватобурый. Встречается в пегматитах и кристаллических сланцах (Восточная Сибирь, Карелия).
ПИРОП Mg3Al2 [SiO4]. Цвет темно-красный. Находится в ультра-основных породах, богатых магнием, и продуктах их разрушения. Характерен для алмазоносных пород (кимберлитов) Якутии и ЮАР.
Происхождение. 1. Метаморфическое. Гранаты широко распространены и особенно характерны для метаморфических пород — кристаллических сланцев и гнейсов. В кристаллических сланцах гранаты, главным образом альмандин и спессартин, являются породообразующими минералами наряду со слюдами, дистеном и др. (слюдяно-гранато-вые и другие сланцы). Эти породы известны в Восточной Сибири, Карелии, а также на Урале. 2. Контактово-метасоматическое. Для контактов с известняками характерны гроссуляр и андрадит. В скарнах гранат встречается совместно с салитом, геденбергитом, везувианом, эпидотом, шеелитом, магнетитом, сульфидами железа, меди, свинца и цинка. Скарны, в которых гранат является ведущим породообразующим минералом, известны в Средней Азии, на Северном Кавказе, в Хакасии, Восточном Саяне и в других местах. 3. Магматическое. В кимберлитах гранат представлен пиропом. Гранаты встречаются также в гранитах и пегматитовых жилах. При выветривании гранаты как химически стойкие минералы переходят в россыпи.
Применение. В промышленности гранаты находят применение как абразивный материал. Прозрачные красные и зеленые кристаллы граната (альмандин, пироп, андрадит) — драгоценные камни.
С добавочными анионами
ТИТАНИТ (сфен) CaTi[SiO4]O. Иногда с примесью TR3+, Sn. Кристаллическая структура сфена имеет слоистый мотив, «сплетенный» из колонок Са2+-семивершинников с общими ребрами и цепочек из Т14+-октаэдров, связанных между собой кремнекислородными тетраэдрами.
Сингония моноклинная. Кристаллы клиновидной, таблитчатой формы, плоские (рис. 96). Характерны одиночные кристаллы, вросшие в полевой шпат; все они в поперечном сечении имеют форму уплощенного ромба.
Цвет коричневый, бурый, золотистый, иногда желтоватый и др. Блеск алмазный, в изломе жирный. Спайность совершенная. Твердость 5,5. Плотность 3,5.
162
Происхождение. Титанит может быть различного происхождения. Как акцессорный минерал в изверженных породах он имеет магматическое происхождение. Крупные кристаллы титанита (до нескольких сантиметров) встречаются в пегматитовых жилах, особенно щелочного состава. Здесь он ассоциирует с полевым шпатом, роговой обманкой, ильменитом, цирконом и другими минералами. Обычен для контактов с известняками (с диопсидом, апатитом, скаполитом) и для метаморфических пород. В жилах альпийского типа в ассоциации с кальцитом, адуляром, хлоритом образует красивые кристаллы.
Месторождения. В СССР: в пегматитах Ильменских в контактовых породах Слюдянки (Прибайкалье), в щелочных породах Хибин.
на Урале,
гор
Применение. Значительные скопления титанита могут иметь промышленное значение как руда на титан.
ТОПАЗ А12 [SiCX] (F, ОН)2. Кристаллическая структура топаза имеет четырехслойную гексагональную плотнейшую упаковку, в которой каждый ион А13+ находится в октаэдрическом окружении четырех ионов О2-, принадлежащих тетраэдрам [SiO4]2-, и двух ионов F- или (ОН)-, располагающихся послойно.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, хорошо образованные, богаты гранями — ромбические призмы, дипирамиды, пинакоид (рис. 97). Встречается в виде красивых друз и мелкозернистых масс (топазовый грейзен). Характерна грубая штриховка вдоль вертикальной оси кристаллов. Размер кристаллов может быть очень большим: на Украине в 1966 г. найден кристалл топаза массой 117 кг, высотой 82 см.
Цвет желтый, дымчатый, голубой, розовый, часто бесцветен. Блеск стеклянный. Характерны совершенная спайность по {001}, высокая твердость — 8 и значительная плотность — 3,5. По этим признакам, а также по вертикальной штриховке топаз отличают от кварца.
Происхождение. Встречается в пегматитовых жилах, особенно в полостях («занорышах») этих жил в парагенезисе с кварцем, ортоклазом, альбитом, слюдой. В грейзенах (пневматолитовое происхождение) ассоциирует с кварцем, аквамарином, флюоритом, касситеритом и вольфрамитом.
6*
163
Месторождения. В СССР: в пегматитах Урала, на Волыни (крупные дымчатые топазы), в Восточной Сибири, в россыпях по рекам Са-нарка и Каменка на Урале (розовые топазы). За рубежом: в Бразилии и на Мадагаскаре.
Применение. Употребляется как драгоценный камень.
Семейство дистена-андалузита
Дистен, андалузит и силлиманит, хотя и имеют один и тот же химический состав, различны по структуре и образуются в процессе метаморфизма пород при различных температуре и давлении.
ДИСТЕН (кианит) Al2 [SiO^O (греч. «ди» — два, «стен» — сила, т. е. двусильный, двоякосопротивляющийся; «кианес» — синий). В кристаллической структуре дистена, андалузита и силлиманита половина А13+-октаэдров образует вытянутые вдоль оси С колонки с общими ребрами. В дистене, в отличие от других модификаций, эти колонки связаны с другой половиной аналогичных октаэдрических колонок в гофрированные слои, которые соединяются между собой кремнекислородными тетраэдрами [SiO^4- таким образом, что основание каждого тетраэдра принадлежит одному слою, а вершина — соседнему.
Сингония триклинная. Кристаллы удлиненные, пластинчатые, иногда изогнутые.
Цвет синий, голубой, реже белый, серый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по {010}. Твердость на плоскости спайности по длине кристалла 4,5, поперек — 6. Плотность 3,6.
Происхождение. Метаморфическое: дистен — типичный минерал кристаллических сланцев (дистено-гранатовые, слюдяно-дистеновые и другие сланцы). Спутники дистена — слюды, гранат, корунд, андалузит и др.
Месторождения. Кристаллические сланцы с дистеном широко распространены в Саяно-Байкальской горной области, на Кольском полуострове, в Карелии и на Урале.
Применение. Содержащие дистеи породы могут быть использованы как высокоглиноземистое сырье и при производстве огнеупорных изделий.
АНДАЛУЗИТ Al2 [SiOjO. В кристаллической структуре андалузита, в отличие от дистена, вторая половина ионов А13+ находится в необычном окружении пяти ионов кислорода.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, столбчатые, поперечное сечение их близко к квадратному (характерный признак).
Цвет розовый, серый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по {010}. Обладает высокой твердостью — 7,5. Плотность 3,2.
Разновидности. Андалузит, содержащий закономерные симметрично расположенные включения углистого вещества, носит название хиастолита. Обычно в поперечном сечении такие включёния имеют вид черного креста.
Происхождение. Метаморфическое — характерен для слюдяных и глинисто-углистых сланцев, также образуется на контактах изверженных пород со сланцами. В глинистых сланцах нередко встречаются крупные призматические кристаллы. Спутники андалузита — слюды, гранат, иногда корунд.
Месторождения. Сланцы с андалузитом известны в Казахстане, Туркестанском хребте, Восточном Саяне и других местах; андалузит с корундом — в месторождении Семизбугу (Северный Казахстан).
Применение. Как высокоглиноземистое сырье используется в фарфоровой промышленности.
164
СИЛЛИМАНИТ Al [SiAlOg]. Кристаллическая структура силлиманита отличается от структуры дистена и андалузита тем, что вторая половина ионов А13+ находится в тетраэдрической координации и образует вместе с ионами кремния непрерывные цепочки [AlSiOs]3", вытянутые вдоль оси С.
Сингония ромбическая. Обычно встречается в виде волокнистых масс (ф от б р о лит), кристаллы игольчатые.
Цвет серый с буроватым или зеленоватым оттенком. Спайность совершенная. Блеск стеклянный. Твердость 6,5—7.
Происхождение. Метаморфическое — характерен для глубоко-метаморфизованных пород, богатых глиноземом (гнейсов, кристаллических сланцев). Встречается совместно с кордиеритом, биотитом, кварцем.
Месторождения. В СССР силлиманитовые гнейсы находятся во многих местах Восточной Сибири. Богатые силлиманитом породы известны около Кяхты в Бурятии. Силлиманитовые гнейсы наряду с другими породами участвуют в строении фундамента Восточно-Европейской платформы. Крупные месторождения силлиманита известны в Индии.
Применение. Силлиманит является важным керамическим сырьем.
СТАВРОЛИТ FeAUfSiCXtlsOa (ОН)2 (греч. «ставроо — крест, для минерала характерны крестовидные двойники; см. рис. 29). Кристаллическая структура ставролита представляет собой слои кианитового типа, чередующиеся со слоями из Fe-тетраэдров и А13+-октаэдров, связанных вершинами.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматического вида.
Цвет коричневый, бурый. Блеск стеклянный. Спайность средняя. Твердость 7—7,5.
Происхождение. Образуется в результате регионального метаморфизма; типичен для кристаллических сланцев. Встречается совместно с андалузитом, дистеном, слюдами, гранатом.
Силикаты со сдвоенными кремнекислородными тетраэдрами [Si2O7]6— (диортосиликаты)
Водные
КАЛАМИН (галмей) Zn4[Si2O7] (ОН)2-Н2О (ZnO 67,5%). В кристаллической структуре каламина группы [Si2O7]6" связаны со спаренными тетраэдрами Zn2(O, ОН)7 общими вершинами. Молекулы воды располагаются в пустотах между тетраэдрами.
Сингония ромбическая. Кристаллы мелкие, имеют таблитчатый или призматический вид, обычно образуют друзы, мелкокристаллические корочки (в пустотах), наблюдаются также почковидные, натечные формы.
Бесцветен или светлоокрашен (белый, светло-желтый, бледно-голубой). Блеск стеклянный. Твердость 5. Плотность 3,5.
Происхождение. Экзогенное — в зоне окисления полиметаллических месторождений; образуется за счет разрушения сфалерита. В зоне окисления ассоциирует со смитсонитом, церусситом, лимонитом, кальцитом, доломитом, сульфидами свинца и цинка.
165
Месторождения. В СССР известен на полиметаллических месторождениях Восточного Забайкалья «— Кличкинском, Тайнинском и др. (Читинская обл.).
Применение. В случае больших скоплений совместно со смитсонитом является важной рудой на цинк (галмейные руды).
Силикаты с изолированными и сдвоенными кремнекислородными тетраэдрами [SiO4]4- + | Si2O7|’’ (орто-ди ортосил и каты)
С добавочными анионами
ВЕЗУВИАН Саю (Mg, Fe)2Al4 [SiO4]s [Si2O7]2(OH)4. Иногда содержит Be, TR, В, F и др. В кристаллической структуре везувиана колонки ионов Са2+ (К. Ч.=8) и ионов Mg2+, Fe2+, Fe3+ (К. Ч.=6) связаны изолированными и сдвоенными тетраэдрами [SiO4]4“ и [Si2O7]6-.
Сингония тетрагональная. Кристаллы имеют хорошую огранку, обычно призматические (вытянутые или короткопризматические), иногда пирамидальные. Агрегаты имеют шестоватое строение и образуют сплошные зернистые массы.
Цвет зеленый разных оттенков — от серо-зеленого и желтоватозеленого до зеленовато-бурого. Блеск стеклянный. Хрупок. Спайности обычно нет, иногда средняя по {110}, {100}. Излом неровный. Твердость 6,5. Плотность 3,4. В сплошных массах похож на эпидот и гранат.
Разновидности. Хорошо образованные кристаллы везувиана, встречающиеся совместно с гроссуляром в контактовых породах по р. Ах-таранде, притоке Вилюя (Якутская АССР), называются вилуитом.
Происхождение. Характерный минерал скарнов, распространен в контактах с известняками. Встречается совместно с кальцитом, диопсидом, гранатом, эпидотом, волластонитом, хлоритом и др.
Везувиан обычен для скарнов Средней Азии, метаморфических пород Урала и ряда других районов СССР.
Применение. Везувиан, содержащий бериллий (до 9,2% ВеО), может служить рудой на бериллий (встречается редко).
ЭПИДОТ Ca2(Fe, А1)А12 [SiO4] [Si2O7]O(OH). Обычны примеси Мп2+ и TR3+. В кристаллической структуре цепочечный мотив подчеркивается колонками Al-октаэдров, скрепленных изолированными и сдвоенными тетраэдрами [SiO4]4- и [Si2O7]6-, между которыми располагаются отдельные (Fe3+, Al)-октаэдры, Са2+-семивершинники и (Са2+, Се3+)-девятивершинники (в ортите) (рис. 98).
Сингония моноклинная. Кристаллы удлиненно-призматические, шестоватые, иногда уплощенные, нередко сдвойникованные. Характерна грубая штриховка вдоль удлинения кристаллов. Часто образует сплошные, зернистые и шестоватые агрегаты.
Цвет желто-зеленый и других оттенков зеленого цвета. Блеск стеклянный. Твердость 6,5. Плотность 3,5.
Происхождение. Скарновое — в контактах встречается совместно с Гранатом, кальцитом, кварцем, диопсидом. Характерно нахождение эпидота в основных эффузивных породах и в метаморфических породах с' хлоритом и амфиболом (зеленые сланцы); хорошо образованные кристаллы встречаются в жилах альпийского типа.
Минерал распространенный, хорошо ограненными кристаллами славится Ахматовская копь .в Назямских горах (Урал). Красивы
Г	166
лучистые агрегаты эпидота с андрадитом из Дашкесанского месторождения железных руд (Азербайджан).
ЦОИЗИТ Са2А1з[5Ю4] [Si2O7]O(OH). Иногда содержит ' примесь железа и марганца. Кристалличе-ская структура близка структура
Рис. 98. Структура эпидота в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
Сингония ромбическая. Образует призматические, исштрихован-ные вдоль кристаллы и зернистые массы.
Цвет серый, зеленоватый. Блеск стеклянный. Твердость 6. Цоизит уверенно можно определить только под микроскопом.
Разновидности. Соссюрит — тонкозернистый цоизит в смеси с альбитом или серицитом, продукт разрушения плагиоклазов, наблюдаемый обычно под микроскопом. Тулит — содержит примесь Мп.
Происхождение. Метаморфическое — образуется при гидротермальной обработке пород, содержащих основные плагиоклазы. Обычно ассоциирует с амфиболами. Является распространенным минералом метаморфических сланцев, амфиболитов и изверженных пород.
ОРТИТ Са (Са, Се) (Al, Fe) Al2[SiO4] [Si2O7]O (ОН). Кроме Се содержит La, Y и другие редкие земли, а также Th. Кристаллическая структура аналогична структуре эпидота.
Сингония моноклинная. Характерна таблитчатая или пластинчатая форма кристаллов. Кристаллы ортита имеют ровные прямые грани (греч. «ортос» — прямой).
Цвет смоляно-черный, темно-бурый. Блеск смолистый, жирный. Твердость 6. Плотность 4,1. Радиоактивен.
Происхождение. Магматическое — встречается как акцессорный минерал в кислых интрузивных породах. Наиболее характерно пегматитовое происхождение, иногда образует крупные кристаллы (длиной до 10 см).
167
Месторождения. Известен в пегматитах Ильменских гор (Урал), Слюдянки (Прибайкалье) и в других местах.
Применение. Возможный источник редких земель и тория.
Силикаты с изолированными кольцами кремнекислородных тетраэдров [Sio018]12-H др.
Сложные
БЕРИЛЛ Ве3А12 [Si6Oig] (Be 5,1%). Часто содержит щелочные металлы Li, Na, К, Rb, Cs; Н2О, а также Cr3+, Fe2+ и Fe3+. В кристалли-
ческой структуре берилла шестерные кольца [SieOie]12-(рис. 99) связаны между собой ионами Ве2+ (К. Ч.=4) и Al3*' (К. Ч.=6) с образованием полых гексагональных колонок, в каналах которых располагаются щелочные ионы и молекулы Н2О.
Сингония гексагональная. Кристаллы столбчатого вида, обычно представляют собой комбинацию гексагональной призмы и пинакоида, иногда головка кристаллов усложнена дипирамидами (рис. 100). Характерна вертикальная штриховка. Обычно встречается в кристаллах; кристаллы часто крупные, масса их достигает нескольких десятков килограммов.
Цвет зеленый,, желто-зеленый, голубой, белый, розовый. Блеск стеклянный. Излом неровный. Твердость 7,5—8. Плотность 2,7.
Разновидности. Прозрачный берилл зеленого цвета но-
сит название изумруда (цвет обусловлен примесью хрома). Прозрачные, голубоватые кристаллы берилла цвета морской воды, называют а к-вамарином (лат. «аква» —
Рис. 99. Структура берилла в проекции на пинакоид (а) н призму (б): SiOt-тетраэдры отмечены штриховкой, ВеО4-тетраадры — крапом. Черные крупные кружки — А1, мелкие — Be
вода, «марэ» — море), желтьТе — гелиодорм (греч. «гелиос» —
солнце). Воробьевит — бледно-розовый щелочной берилл.
Происхождение. Пегматитовое — в ассоциации с полевым шпатом, кварцем, мусковитом, турмалином и другими минералами пегматитовых жил. Также характерен для альбититов, грейзенов и высокотемпературных гидротермальных жил; в них берилл ассоциирует с топазом, вольфрамитом, касситеритом, молибденитом.
168
Рис. 100. Кристаллы берилла
Месторождения. В СССР: берилл известен во многих пегматитовых жилах, изумруд — на Урале, аквамарин — в пегматитах Урала и в грейзенах Забайкалья и Казахстана. За рубежом: в пегматитах США (штаты Мэн, Нью-Гемпшир), ЮАР, Мадагаскара!, Афган1иста1на; крупное месторождение изумрудов находится в Колумбии (копи Мюсо) — в битуминозных известняках и сланцах с пегматитами; аквамарин — з пегматитах Бразилии (Минас-Жерайс).
Применение. Используется как руда на бериллий, который применяется для получения легких сплавов с магнием, алюминием
и медью. Соли берилла применяются в различных отраслях промышленности. Изумруд — драгоценный камень высшего класса. Аквамарин — также драгоценный камень.
КОРДИЕРИТ (Mg, Fe)2Al3 [Si5A1018]• Иногда содержит Be. Кристаллическая структура близка структуре берилла.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, псевдогекса-гонального облика; чаще встречается в сплошных массах и неправильных вкрапленниках.
Цвет серый, часто дихроичный синий разных оттенков, реже фиолетовый, бесцветный. Спайность несовершенная. Твердость 7—7,5. Блеск стеклянный.
Происхождение. Типичный минерал метаморфических пород — гнейсов и кристаллических сланцев. Встречается вместе с плагиоклазами, роговой обманкой, силлиманитом, андалузитом, биотитом. Иногда магматического происхождения — в эффузивных породах (трахитах, андезитах). При разложении переходит в слюдо- и талькоподобные продукты.
Месторождения. В СССР метаморфические породы с кордиеритом известны на Урале, в Восточном Саяне, на Патомском нагорье и в Забайкалье.
Применение. Прозрачный дихроичный кордиерит — ювелирный камень.
С добавочными анионами
ШЕРЛ (Na, Ca)Fe3(Al, Fe)6 [Si6O18] [BO3]3(OH, F)< ДРАВИТ NaMg3(Al, Fe)6 [Si60i8] [ВО3]з(ОН, F)4, ЭЛЬБАИТ Na.(Li, A1)3A16 [SieOis] [BO3]3(OH, F) — сложные по составу кольцевые боратосили-каты — крайние члены группы ТУРМАЛИНА. Полная изоморфная смесимость установлена между шерлом и эльбаитом и между шерлом и дравитом. Кроме того, позиции Mg32+, Fe32+ или (Li+, А13+)3 обычно частично замещены ионами Мп2+. Турмалин содержит иногда примесь Cr34-, V3+, ТШ и других элементов. В кристаллической структуре гексагональное (или дитригональное) кольцо из кремнекислородных тетраэдров (рис. 101) сочленено общими вершинами с тремя (Mg2+, Fe2+)-октаэдрами, окруженными тремя радикалами [ВО3]3~ и тремя парами А^-октаэдров, связывающих кольца между собой. Между соседними лежащими друг над другом двухслойными кольцами располагаются ионы Na+ и (ОН)-.
Сингония тригональная. Кристаллы удлиненные, столбчатые, вы-
169
тянутые вдоль оси С. Из простых форм преобладают тригональные и дитригональные призмы и пирамиды, иногда встречается моноэдр (рис. 102). Характерна штриховка кристаллов вдоль вертикальной осн
Рис. 101. Структура турмалина:
а — слои из [ВО3-]3~-радикалов (черные), (Mg, Ре)О6-октаэд-ров (заштрихованные) и А1О6-октаэдров; б — шестерное кремнекислородное кольцо из следующего слоя; в — положение (Са, №)О«-октаэдров (отмечено крапом)
и форма сферического треугольника в поперечном сечении. Размер отдельных кристаллов достигает 30—40 см, ко обычно кристаллы мелкие. Радиально-лучистые агрегаты турмалина носят название турмали
Рис. 102. Кристалл турмалина
малин — вер'Д ел ит, синий
нового солнца (рис. 103); встречаются также игольчатые и зернистые агрегаты.
Цвет различный: шерл — темно-синий, черный, дравит — бурый, эль-баит — розовый, зеленый или белый. Спайность отсутствует. Характерна поперечная отдельность. Хрупкий. Блеск стеклянный. Твердость 7,5—8. Плотность 2,9—3,2. Обладает пиро- и пьезоэлектрическими! свойствами.
Разновидности. Рубеллит (сибирский рубин) — розовый, литиевый, марганцевый эльбаит. Ахроит — бесцветный, белый, щелочной эльбаит. Кроме того, встречаются зеленый тур-
— индиго л (ит и полихромные (многоцветные) кристаллы турмалина — зональные или поперечно-полосчатые; обычные эоны розового цвета сменяются бесцветными и зелеными. Преобладают кристаллы турмалина черного цвета (шерлы). Цветные разновидности турмалина сравнительно редки и обычно встречаются в пегматитах с «минералами лития, цезия, бериллия, тантала и ниобия.
Происхождение. Преимущественно пегматитовое. Наиболее крупные кристаллы (шерлы) иногда в значительном количестве встречаются в пегматитовых жилах с полевым шпатом, кварцем, мусковитом, биотитом. Цветные разновидности турмалина обычны для редкометальных пегматитов с альбитом, лепидолитом, бериллом, сподуменом, колумбитом. Распространены также в грейзенах с топазом и касситеритом (пневматолитовое происхождение), в рудных жилах (гидротермальное) и некоторых метаморфических и контактовых породах.
170
Месторождения. В СССР: в Туркестанском хребте (Средняя Азия), на Урале, в Карелии, Восточной Сибири — в пегматитовых жилах с полевым шпатом, кварцем, мусковитом, биотитом; в Казахстане, Средней Азии и Забайкалье — цветные разновидности турмалина в редко-мегальных пегматитах.
Применение. Благодаря пиро- и пьезоэлектрическим свойствам турмалин используется в радиотехнике; рубеллит является драгоценным камнем; при значительных скоплениях магнезиальный турмалин может служить в качестве сырья для приучения бора (В2О3 от 8 до 12%).
Рис. 103. Радиально-лучистые агрегаты турмалина («турмалиновое солнце») в тальковом сланце (Урал). Умен, в 3 раза
Водные
ДИОПТАЗ (аширит) CusfSieOis]-6Н2О. В кристаллической структуре диоптаза гексагональные кольца [SieOie]12 связаны между собой ионами Си2+.
Сингония тригональная. Кристаллы изумрудно-зеленого цвета образуют корочки, и друзы. Спайность совершенная. Твердость 5,5. Черта зеленая. Блеск стеклянный. Прозрачен или просвечивает. Плотность около 3,5.
Происхождение. Образуется в зоне окисления медных месторождений. Ассоциирует с хризоколлой, малахитом и другими минералами, характерными для этой зоны. Довольно редкий минерал. Прекрасные друзы и кристаллы диоптаза известны из месторождения Алтын-Тюбе в Казахстане и из месторождений Республики Заир.
Силикаты цепочечной структуры Силикаты с одинарными цепочками кремнекислородных тетраэдров [Si2O6|' (пироксены)
По химическому составу это силикаты Са, Mg, Fe, Мп, в некоторых присутствуют А1 и щелочи (Na, Li). Для пироксенов характерно-широкое изоморфное замещение одних элементов другими.
171
В кристаллической с’руктуре пироксенов (рис. 104) анионные цепочечные радикалы [S!20e]4~ соединяются между собой катионами, расположенными в двух неодинаковых позициях: более правильных октаэдрах, имеющих общие ребра с кремнекислородными тетраэдрами и в искаженных 6- или 8-координа-ционных полиэдрах, каждый из которых связан вершинами с соседней парой тетраэдров. В сложных пэ составу пироксенах крупные ионы Са2+, Na+ или Li+ располагаются в искаженных полиэдрах, a Mg2+ и Fe2+ — в октаэдрах (моноклинные пироксены). В магнезиально-железистых пироксенах катионы обычно равномерно распределены по общим позициям (псев-доромбические пироксены). В соответствии с кристалли
ческой структурой для пироксенов характерна средняя спайность под углом, близким к прямому (87 и 93°) (рис. 105).
Простые (ортопироксены)
Рис. 104. Структура пироксенов в полиэдрической модели.
В октаэдрической позиции Mi находятся ионы Са (светлая штриховка), а в позиции Мч — ионы Mg и Fc21 (темная штриховка), .извилистые цепочки [Si2O6] показаны крапом
Рис. 105. Фрагменты структуры и направления спайности в кристаллах пироксена и амфибола
ЭНСТАТИТ Mg2[Si2O6] и ГИПЕРСТЕН (Mg,Fe)2[Si2O6]-представители непрерывного изоморфного ряда от энстатита до ферросилита Fe2[Si2O6], Минерал промежуточного состава между энстатитом и гиперстеном по характерному бронзовому блеску называется бронзитом.
Сингония не ромбическая, как можно судить по морфологии кристаллов, а псевдоромбическая вследствие тонкого двойникования, которое обнаруживают эти в действительности моноклинные минералы. В хорошо выражен ных кристаллах встречаются редко, обычно они образуют зерна неправильной формы и зернистые агрегаты.
Цвет светло-серый, желтовато или зеленовато-серый у энстатита до темно-серого, темно-коричневого пли буровато-зеленого у гиперстена. С увеличением содержания железа от энстатита к
172
гиперстену становится более темным. Также изменяются плотность (от J Зг—3,2 у энстатита до 3,4—3,5 у гиперстена) и другие свойства. Твердость этих минералов 5,5—6. Блеск перламутровый, стеклянный у эн-) снтита, до бронзового у бронзита и до металловидного у более железистых представителей ряда.
Происхождение. Магматическое: энстатит, бронзит и гиперстен — породообразующие минералы некоторых ультраосновных горных пород. । Спутники — оливин, серпентин, магнетит и основные плагиоклазы. При действии гидротермальных растворов легко изменяются и превращают-, ся в серпентин (бастит) и тальк.’Встречаются в кристаллических сланцам, гнейсах, а также в метеоритах.
Сложные (клинопироксены)
| ДИОПСИД CaMg[Si2O6] и ГЕДЕНБЕРГИТ CaFe [Si2O6] образуют непрерывный изоморфный ряд; часто содержат Мп2+.
Сингония моноклинная. Кристаллы имеют вид коротких призм, 1 иногда крупные, до 40 см. Геденбергит нередко встречается в лучистых агрегатах, бывает волокнистый. Распространены также сплошные зернистые массы.
Цвет белый, серый, светло-зеленый характерен для диопсида; геденбергит отличается зеленой, темно-зеленой почти черной окраской и зеленоватой чертой. Блеск стеклянный. Спайность средняя по {110} под углом 87°. Твердость 5,5—6. Плотность от 3,27 (диопсид) до 3,55 (геденбергит) .
Разновидности. Байкалит — крупные, хорошо образованные призматические кристаллы диопсида, иногда прозрачные, зеленые (Слюдянка, Прибайкалье). Лавров и т — там же, ярко-зеленый диопсид (от примеси ванадия). В Довыренском массиве (Северное Прибайкалье) известен голубой диопсид. Хромди one ид содержит до 3% Сг2О3, изумрудно-зеленый; встречается исключительно среди. ультраосновных пород и в кимберлитах Якутии. Мангангеден-бергит — геденбергит, содержащий до 10% МпО, характерен для скарнов Средней Азии, Приморья, Северного Кавказа.
Происхождение. Минералы ряда диопсид — геденбергит характер-' ны для контактов изверженных пород с известняками (скарнов). Обычными спутниками в скарнах являются кальцит, гранат, везувиан, тремолит, скаполит, флогопит и апатит (для диопсида), эпидот, волластонит. Из рудных минералов в пироксен-гранатовых скарнах встречаются шеелит, молибденит, сульфиды Си, Pb, Zn н магнетит. Вторичные изменения заключаются в развитии по пироксенам уралита (роговой обманки, установленной впервые на Урале), хлорита и нонтронита. Диопсид имеет также магматическое происхождение, являясь породообразующим минералом основных и ультраосновных пород.
Месторождения. Скарновые месторождения Средней Азии, Урала, Северного Кавказа, Прибайкалья, Приморья и др.
Применение. Хромдиопсид — ювелирный камень.
АВГИТ (Са, Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al) [(Si, А1)2О6]. Иногда содержит Мп, Ti, Cr. Кристаллы короткопризматические, таблитчатые; агрегаты сплошные, зернистые.
Цвет черный, буро-черный, темно-зеленый. Блеск стеклянный. Спайность, как у всех пироксенов, средняя по {110} под углом 87°. Твердость 5—5,6. Плотность 3,2—3,6.
Разновидности. Диаллаг (листоватый авгит) — разновидность авгита, отличающаяся совершенной отдельностью по {100}. Обыкновен
173
ный авгит темно-зеленого цвета. Базальтический авгит черного цвета, содержит Ti и Мп.
Происхождение. Магматическое — характерный породообразующий минерал в основных интрузивных и эффузивных породах. В габбро и диабазах встречаются темно-зеленые (обыкновенные) авгиты: в базальтах, андезитах, туфах, вулканических пеплах — хорошо образованные кристаллы черного (базальтического) авгита. Известен также в контактах с известняками.
Продуктами вторичного изменения авгита являются уралит и хлорит.
ЭГИРИН NaFe3+ [SisOe]. Иногда содержит примеси А1.
Кристаллы длиннопризматические, столбчатые, иногда игольчатые; агрегаты шестоватые, лучистые.
Цвет зеленовато-черный, темно-зеленый или зеленый. Черта светло-зеленая. Блеск стеклянный. Твердость 6—6,5. Плотность 3,5.
Разновидности. Акмит отличается от эгирина остроконечными кристаллами, содержит Ti и А1.
Происхождение. Встречается в щелочных изверженных породах, является составной частью нефелиновых сиенитов и связанных с ними пегматитов. Спутники — нефелин, микроклин, щелочные амфиболы и др.
Месторождения. Крупные кристаллы эгирина с нефелином и полевым шпатом известны в Вишневых горах (Урал), а также в щелочных породах Хибинских гор.
СПОДУМЕН LiAl [Si2O6] (Li2O до 8,1%).
Кристаллы вытянутые, уплощенно-призматические, пластинчатые, крупные.
Цвет белый, серый, розовый, зеленоватый. Спайность совершенная по {ПО}. Блеск стеклянный. Твердость 6—7. Плотность 3,2. Часто обнаруживает розовую люминесценцию. Похож на полевой шпат, от которого отличается уплощенными кристаллами, занозистым изломом.
Разновидности. Кунцит — прозрачный, розового или лилового цвета; гидденит — зеленого цвета.
Происхождение. Пегматитовое: кварц, полевой шпат, клевеландит, мусковит, лепидолит, полихромные и розовые турмалины, берилл, касситерит, танталит.
Месторождения. В СССР: в Средней Азии, Казахстане, Восточной Сибири. В некоторых месторождениях кристаллы сподумена достигают 1 м длины. За рубежом: в США (Дакота, Коннектикут), на Мадагаскаре, в Афганистане, Бразилии.
Применение. Важнейшая руда на литий. Добавка лития к алюминию и свинцу придает им твердость и устойчивость к коррозии. Литий употребляется также в сплавах и в виде различных препаратов в медицине и фотографии. Кунцит и гидденит — ювелирные камни.
Силикаты с ординарными цепочками кремнекислородных тетраэдров типа [Si3O9|6 , [Si8Ouf°“ и др. (пироксеноиды)
Относящиеся сюда минералы также имеют цепочечную структуру, но это цепочки особого рода. В отличие от пироксенов, имеющих радикал [Si20e]4-, к пироксеноидам принадлежат минералы, характеризующиеся более сложными радикалами: [SisOg]6-, [SisOis] 10~ и др.
ВОЛЛАСТОНИТ (дощатый шпат) Са3 [SisOg]. Часто содержит примеси Мп2+ и Fe3+. В кристаллической структуре волластонита крем-
174
негислородиая анионная цепочка отличается трехчленной периодичностью (см. рис. 91, е\ 92, б). Катионы Са2+ занимают октаэдры, связаннее общими ребрами в колонки.
Сингония триклинная (псевдомоноклинная). Кристаллы таблитчатые с совершенной спайностью в одном направлении; агрегаты шесто-ватые, лучистые.
Цвет белый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по {100} и средняя по {001}. Твердость 4,5—5. Хрупкий. Плотность 2,9. Часто обладает желтой или оранжевой люминесценцией.
Происхождение. Характерен *для контактов изверженных пород и кваэцевых жил с известняками, причем располагается непосредственно в «мои контакте. Находится в экзоконтактовых зонах скарнов совместно с кварцем, гранатом, кальцитом, эпидотом и геденбергитом. От похожего тремолита отличается характером спайности и меньшей твердостью.
Месторождения. Минерал довольно распространенный, известен в скарновых месторождениях Дальнего Востока, Хакасии, Урала и Средней Азии.
Применение. Ценное керамическое сырье.
РОДОНИТ (орлец) СаМгц [Si50i5] (греч. «родон» — розовый). В кристаллической структуре пятичленная кремнекислородная цепочка сочленяется с извилистыми цепочками из Са- ц Mn-октаэдров, связанных общими ребрами (рис. 92, в).
Сингония триклинная. Кристаллы крайне редки; встречается в сплошных плотных массах.
Родонит легко узнается по розовому цвету в сплошных зернистых массах. Характерно присутствие черных прожилков и пятен от гидро-окислов марганца. Твердость 6. Плотность 3,6.
Происхождение. 1. Контактовое. 2. Метаморфическое — при метаморфизме осадочных пород месторождений марганца. Спутники родонита — родохрозит, псиломелан, гранат.
Месторождения. Известен около Свердловска.
Применение. Благодаря способности хорошо полироваться является ценным поделочным камнем; совместно с другими минералами может служить рудой на марганец.
Силикаты со сдвоенными цепочками кремнекислородных тетраэдров [Si40u]6— (амфиболы)
К амфиболам относятся минералы, близкие по составу к пироксенам, но в отличие от них содержат дополнительные анионы (ОН)-, а также F- и реже С1~. Сдвоенные цепочки или ленточные анионные радикалы [Si40n]6- в амфиболах связаны между собой катионами, среди которых преобладают Fe2*, Mg2+, Са2+, Fe3+, Al3+, Na+; более редки Мп2*, К+, Li+, Ti4+. Катионы в структуре амфиболов (рис. 106) занимают неэквивалентные позиции, образуя из связанных общими ребрами полиэдров ленты, вытянутые вдоль сдвоенных цепочек. В относительно простых по составу ромбических Mg-Fe-.амф.иболах катионы распределены равномерно по (всем октаэдрическим позициям. В более сложных по составу моноклинных амфиболах крупные ионы Са2+ и Na+ занимают внешние полиэдры (К-Ч.=8) катионных лент, а в богатых щелочами — крупные пустоты с К. Ч.=/10. Для .амфиболов характерны широкие изоморфные замещения, в частности изовалентная смесимость меж
175
ду Mg2+ и Fe2+, занимающими октаэдрические позиции в структуре или между дополнительными анионами (ОН)- и F-. Тетеревалентные замещения атомов кремния алюминием в тетраэдрической координации сопровождаются либо вхождением щелочных катионов в крупные пустоты, либо вхождением в октаэдрические позиции ионов Fe3* или А13+.
S
Рис. 106. Структура амфиболов в полиэдрической модели (а) и в проекции на {001} (б).
К октаэдрическим лентам приурочены ионы Са, Mg, Fe3+, А13+; положение ионов Na (черные кружки) показано в проекции на {001}
В соответствии с кристаллической структурой амфиболы характеризуются удлиненно-призматическим габитусом с совершенной спайностью по {110}, пересекающейся под углом 56,и 124° (см. рис. 105).
С добавочными анионами
ТРЕМОЛИТ Ca2Mgs [Si4On]2(OH)2 и АКТИНОЛИТ Ca2Fe5 [Si4On]2(OH)2 образуют непрерывный изоморфный ряд. Кроме того, часто содержат Na+, А13+, иногда Сг3+ и F-. В кристаллической структуре ионы Са2+ занимают полиэдры с К. Ч.=8, окаймляющие ленты из октаэдров, занятых ионами Mg2+ и Fe2+.
Сингония моноклинная. Кристаллы удлиненно-призматические, игольчатые; агрегаты шестоватые, лучистые (рис. 107), иногда волокнистые.	.
Цвет тремолита белый, светло-серый, светло-зеленый и зеленый разных оттенков у актинолита. Блеск стеклянный, у лучистых и волокнистых агрегатов шелковистый. Очень хрупок. Излом занозистый. Твердость 5,5—6. Плотность 2,9—3,3.
Разновидности. Тонковолокнистые мягкие агрегаты носят название актинолит-асбест а. Плотные скрытокристаллические массы.
176
состоящие из перепутанных микроскопических волокнистых кристаллов, называются нефритом. Реже встречаются тремолитовые разности асбеста и нефрита.
Происхождение. Скарновое — в контактах с известняками и метаморфическое — в кристаллических сланцах. Чаще встречается актинолит, особенно в тальковых и хлоритовых сланцах. Иногда является, главным породообразующим минералом (актинолитовые сланцы). Нефрит образуется в контактах серпентинитов с алюмосиликатными породами (габброидами).
Рис. 107. Лучистые агрегаты тремолита с диопсидом. Слюдянка (Прибайкалье)
Месторождения. Месторождения нефрита в СССР известны в Восточном Саяне по рекам Онот, Китой. В последние годы здесь открыты новые месторождения — Улан-Ходинское, Оспинское и Ботогольскоег найден нефрит различной окраски: ярко-зеленый, темно-зеленый, салатный и др. За рубежом находится в россыпях в западных отрогах Куньлуня в Китае (около Хотана), а также в Бирме.
Применение. Благодаря большой вязкости нефрит прекрасно принимает полировку и служит красивым поделочным камнем. Актинолит-асбест используется в качестве теплоизоляционного материала.
РОГОВАЯ ОБМАНКА (Са, Na) (Mg, Fe)4 (Al, Fe) [(Si, А1)40ц]2 (OH)2. Содержит также примеси Ti4+, F- или Cl-, а также О2-. Кристаллическая структура такая же, как у тремолита. Отличается широким гетеровалентным изоморфизмом, в том числе Si4+HaAl3*, Са2+на Na* Mg2+ и Fe2+ на Fe3+ и А13+; кроме того, Na+ может занимать пустоты с К. Ч. = 10.
Сингония моноклинная. Кристаллы призматические, удлиненные,, нередко удлиненно-уплощенные, деформированные, агрегаты волокнистого или игольчатого сложения.
Цвет зеленый, разных оттенков, от буро-зеленого до черного. Твердость 5,5—6. Плотность 3,0—3,5.

Разновидности. Обыкновенная роговая обманка темно-зеленого цвета встречается в интрузивных и метаморфических породах и в контактовых зонах. Базальтическая роговая обманка бурого или черного цвета — в базальтах, туфах. Вторичная роговая обманка, образующаяся в результате изменения пироксенов, особенно авгита, под воздействием гидротермальных растворов, носит название уралита. Процесс превращения пироксена в уралитовую роговую обманку называется уралитизацией.
Происхождение. 1. Магматическое: в средних и щелочных интрузивных породах (например, в диоритах) роговая обманка — один из цветных минералов. 2. Метаморфическое: она является породообразующим минералом роговообманковых сланцев, гнейсов и амфиболитов. Менее обычна роговая обманка для контактового процесса и для малораспространенных пегматитов основной магмы, где она иногда наблюдается в крупных кристаллах.
АРФВЕДСОНИТ Na(Ca, Na) (Fe2+, Mg2+,Fe3+, Al3+) [(Al, Si)40n]2 (OH, F)2. Иногда содержит примесь Мп2+ и К+- В кристаллической структуре арфведсонита ионы Na+ могут замещать половину ионов •Са2+ с К. Ч.=8 и полностью занимают пустоты с К. Ч.= 10. В остальном структура аналогична структуре роговой обманки.
Сингония моноклинная. Встречается в виде призматических кристаллов, иногда сильно вытянутых, образует удлиненно-зернистые, лучистые и шестоватые агрегаты.
Цвет черный. Блеск стеклянный. Непрозрачный. Спайность совершенная по {ПО}. Излом ступенчатый, неровный, до раковистого. Хрупкий. Твердость 5,5—6. Черта зеленовато-серая или голубовато-серая. Плотность 3,5.
Происхождение. Магматическое — в щелочных породах и пегматитах вместе с эгирином, альбитом, нефелином, эвдиалитом, в щелочных гранитах, карбонатитах.
Месторождения. В СССР: на Кольском полуострове (Хибинский и Ловозерский массивы), на Украине (Мариупольский массив), в Восточной Сибири (Озерный массив) и др.
ГЛАУКОФАН NaNaMg3Al2[St4Oii]2(OH, FJ2 и РИБЕКИТ NaNaFe32+Fe23+[Si4On]2(OH, F)2 образуют твердые растворы; промежуточные по составу представители называются кросситом. Кристаллическая структура близка структуре арфведсонита; одна половина ионов Na+ находится в пустотах с К. Ч.= 10, а другая — в полиэдрах с К. Ч. = 8. Двух- и трехвалентные катионы занимают неэквивалентные октаэдрические позиции.
Сингония моноклинная. Призматические, игольчатые кристаллы редки, обычны шестоватые, волокнистые и асбестовидные агрегаты.
Цвет от голубого разных оттенков у глаукофана до темно-синего и черного (в кристаллах) у рибекита. Блеск стеклянный до шелковистого. Спайность совершенная по {ПО}. Волокнисто-игольчатые агрегаты легко расщепляются на волокна. В кристаллах хрупкий. Излом неровный и занозистый. Твердость 5—6,5; в волокнистых разновидностях .занижена. Черта от голубовато-серой до темно-синей. Плотность 3—3,4.
Разновидности. Родусит — волокнистый глаукофан, крокидолит — волокнистый рибекит.
Происхождение. Магматическое — в качестве акцессорного минерала рибекит встречается в гранитах, сиенитах, карбонатитах; входит в состав трахитов и риолитов. Иногда образуется в гранитных пегматитах, а также в гидротермальных жилах. Для глаукофана характерно метаморфическое происхождение; образование глаукофановых сланцев происходит в условиях низких температур и высоких давлений. С мета
178
морфическими железистыми кварцитами связано образование: некоторых месторождений крокидолита.
Месторождения. В СССР глаукофановые сланцы встречаются на Алтае, Урале, в Казахстане; месторождения родусита известны в Казахстане, крокидолита — в Карелии. За рубежом крупные месторождения крокидолита известны в ЮАР.
Применение. Волокнистые разновидности используются в качестве фильтров, устойчивых в агрессивных химических средах, а также как жаропрочный материал. Измененный и окварцованный крокидолит является ценным поделочным камнем (тигровый глав).
Силикаты и алюмосиликаты слоистой структуры
К силикатам и алюмосиликатам слоистой структуры относятся группы минералов, в состав которых кроме кремния и алюминия входят ионы Mg2+, Fe2+, Fe3+, Ni2+, а также K+, Na+ и Li+. Они содержат гидроксильные группы (ОН)- и другие добавочные анионы, а иногда воду.
Рис. 108. Структурные типы слоистых силикатов и алюмосиликатов (схема):
а — талька (пирофиллита), б — мусковита (биотита), в — хлорита, г — гидрослюды, д — серпентина (каолинита), е — монтмориллонита
®0Н @Н20
Их структуру можно рассматривать как результат сочетания тетраэдрических и октаэдрических слоев. Первый тип представляет собой гексагональную сетку кремнекислородных или алюмокислородных тетраэдров, у которых из четырех ионов кислорода три являются общими (см. рис. 91, з). Второй слой брусит-гидраргиллитового типа образован ионами алюминия, магния или железа, находящимися в октаэдрической координации 2 ионов ОН- и 4 ионов О2- соседнего тетраэдрического слоя.
В зависимости от того, каким образом и в каких отношениях сочленяются между собой тетраэдрические и октаэдрические слои можно выделить двух-, трех- и многослойные структурные типы слоистых силикатов и алюмосиликатов (рис. 108). Пакеты в двухслойных силикатах сложены одним тетраэдрическим и одним октаэдрическим слоями
179
'(рис. 108, д). К ним относятся минералы группы серпентина и семейство каолинита. В двухслойных силикатах кремний никогда не замещается алюминием. В трехслойных силикатах и алюмосиликатах пакеты состоят из двух тетраэдрических слоев и одного октаэдрического, расположенного между ними (рис. 108, а).
В минералах монтмориллонита, в отличие от минералов группы талька — пирофиллита, между пакетами располагаются молекулы воды (рис. 108, в). Количество воды между пакетами может изменяться .в широких пределах, с чем связана их способность набухать в воде. Изменение расстояний между пакетами происходит также при насыщении другими полярными жидкостями (этиленгликолем, глицерином И др.).
Для минералов этой группы характерны широкие изоморфные замещения кремния на алюминий; избыточные отрицательные заряды компенсируются ионами Са^+, Na+ и К+, располагающимися вместе с молекулами воды между пакетами.
В минералах семейства слюд тетраэдрические слои обы-.го сложены кремне- и алюмокислородными тетраэдрами, а между трехслойными пакетами располагаются ионы К+, компенсирующие избыточные заряды пакетов (рис. 108, б). В гидрослюдах наряду с ионами К+ между пакетами присутствуют ионы оксония (НзО)+, молекулы воды или гидратированные ионы магния M.g(OH) + (рис. 108, г).
Для многослойных алюмосиликатов характерно чередование трех-«слойных пакетов с октаэдрическими слоями брусит-гидраргиллитового типа (рис. 108, в). Сюда относится обширное семейство хлоритов.
Слоистые минералы часто образуют сложные смешанослойные «образования, особенно характерные для г л и н. К глинам обычно относятся минералы с двухслойными пакетами семейства каолинита и с трехслойными пакетами, в основном семейства монтмориллонита. В смешанослойных глинах пакеты каолинптового и монтмориллонитового типов могут чередоваться с пакетами талька, пирофиллита, гидрослюд и хлорита.
Для слоистых силикатов и алюмосиликатов характерны разнообразные политипы, отличающиеся порядком чередования и ориентацией пакетов.
Силикаты с двухслойными пакетами
С добавочными анионами
СЕРПЕНТИН (змеевик) Mg6[Si4Oi0] (ОН)8. Обычно содержит прймеси Fe2+. В кристаллической структуре серпентина слои из гексагональных сеток, сложенных кремнекислородными тетраэдрами, образуют двухслойные пакеты, сочленяясь с бруситовым октаэдрическим слоем, в котором ионы Mg2+ находятся в октаэдрическом окружении 4 ионов О2- и 2 ионов (ОН)-. Известно несколько политипов. Связи между пакетами ван-дер-ваальсовы.
Сингония моноклинная. Образует плотные скрытокристаллические массы или параллельно-волокнистые прожилки.
Цвет желто-зеленый, темно-зеленый, белый, желтоватый. Блеск стеклянный, жирный, восковой или шелковистый. Твердость 2,5- 4. Плотность 2,2—2,7.
Разновидности. Просвечивающий в краях желто-зеленый серпен-
180
тпн с восковым блеском носит название офита, или благородного серпентина. Бастит — псевдоморфозы серпентина по энстатиту. Антигорит — листоватый серпентин. Хризотил-асбест — волокнистый серпентин. Ревдинскит и гарниерит — скрытокристаллические смеси серпентина с другими слоистыми минералами, содержащие NiO до 11% и образующие плотные и землистые массы бледно-голубого цвета.
Происхождение. Образуется за счет оливина в результате воздействия гидротермальных растворов йа ультраосновные (перидотиты, дуниты) и карбонатные породы. Обычные спутники серпентина — асбест, магнезит, хромит, магнетит, тальк и др. Ревдинскит и гарниерит образуются в корах выветривания ультраосновных пород.
Месторождения. Серпентиновые породы широко распространены на Среднем и Южном Урале, ' точной Сибири. Месторождения хризотил-асбеста в СССР: Баженовское (Урал), Лабинское (Северный Кавказ), Иль-чирское (Восточный Саян), Актовракское (Тува), Молодежное (Бурятия). За рубежом: Тетфорд (Канада), месторождения Южной Африки и др. Месторождения рев-диискита и гарниерита в СССР известны на Южном Урале (Аккерман, Халиловское и др.); за рубежом — на о. Новая Каледония.
Применение. Асбестовое волокно используется во многих отраслях промышленности, употребляется для изготовления огнестойких тканей, теплоизоляции, тормозных автомобильных лент. Ревдинскит и гарниерит — важная руда на никель.
Рис. 109. Структура каолинита (а), диккита (б) и накрита (в)
Семейство каолинита
К АОЛ И Н ИТ Al4'[Si4Oio] (ОН) 8. Кристаллическая структура каолинита подобна структуре серпентина, отличаясь тем,что в октаэдрическом слое ионы
А13+ заполняют не все, а только 2/з октаэдрических пустот. Отношение Si:Al=l:l. В зависимости от положения пакетов состава Al4[Si4Oio] (ОН)8 выделяются полиморфные модификации: каолинит — 1 пакет, диккит — 2 пакета и накрит — 4 пакета (рис. 109).
Сингония моноклинная. Образует тонкодисперсные плотные, а также землистые, порошковатые массы.
Цвет белый, может быть разных оттенков в зависимости от содержания примесей. Твердость 1. Плотность 2,6. На ощупь жирный, гигро-
181
скопичен. В сухом состоянии прилипает к языку, во влажном — образует пластичную массу.
Происхождение. Образуется при выветривании полевых шпатов, слюд и других алюмосиликатов. Входит в состав глин, мергелей, глинистых сланцев. Породы, состоящие из каолинита, называют каолинами. Различают остаточные каолиновые породы, образованные на месте разложения алюмосиликатных пород, и переотложенные, связанные с размывом остаточных каолиновых пород, переносом каолинита водными потоками и последующим отложением.
Месторождения. В СССР: на Украине — Часов-Ярское (Донецкая обл.). Глуховецкое (Винницкая обл.), по восточному склону Урала— Троицко-Байновское, известны в Ленинградской области, на Кавказе, в Восточной Сибири.
Применение. Каолиновые глины находят применение в строительном деле, керамической, бумажной, резиновой промышленности, при « производстве огнеупоров, линолеума, красок и др.
ГАЛЛУАЗИТ Al4[Si4Oio] (ОН)в-4Н2О. В кристаллической структуре в отличие от структуры каолинита, между пакетами содержатся молекулы воды. Образует опалоподобные массы белого цвета с восковым блеском. Типичен для коры выветривания основных пород и некоторых рудных месторождений.
Силикаты и алюмосиликаты с трехслойными пакетами
С добавочными анионами
ТАЛЬК (стеатит, жировик, тальковый камень) Mg3[Si4Oio] (ОН)2. Обычно содержит примеси Fe2+, иногда Сг3+. Структура талька состоит из чередующихся трехслойных пакетов со слабыми ван-дер-ваальсовыми связями между ними. Октаэдрический (бруситовый) слой из М§(ОН)2О4-октаэдров находится между двух тетраэдрических слоев [Si4Oi0]4- (рис. ПО).
Сингония моноклинная. Образует листоватые, чешуйчатые или сплошные плотные массы.
Цвет зеленый, светло-зеленый, белый и серо-зеленый в сплошных массах. Блеск стеклянный, перламутровый, жирный или тусклый. Спайность весьма совершенная по {001}. Твердость 1. Плотность 2,8. Листочки мягкие, легко деформируются. Жирный на ощупь.
Происхождение. Образуется в результате гидротермального изменения богатых магнием ультраосновных пород, а также магнезиально-карбонатных и силикатных осадочных пород. Спутники талька — серпентин, магнезит, брейнерит, доломит, актинолит, магнетит, гематнт. Тальковые, тальк-актинолитовые и другие сланцы очень широко распространены.
Месторождения. В СССР: на Урале (Шабровское и др.), в Восточном Саяне (Онотское). За рубежом: в Китае, Канаде, Австрии, Афганистане, ЮАР.
Применение. В молотом виде " тальк употребляется в бумажной, текстильной, резиновой, кожевенной, парфюмерной и других отраслях промышленности. Кусковой тальк — огнеупорный материал.
ПИРОФИЛЛИТ Al2[Si4Oio] (ОН)2. Иногда содержит примеси Fe3+ и др. Кристаллическая структура сходна со структурой талька; отличается тем, что ионы А13+ занимают в гидраргиллитовом слое только 2/з октаэдрических позиций.
182
Сингония моноклинная. Встречается в виде листоватых, чешуйчатых, плотных и скрытокристаллических агрегатов, иногда образуя псевдоморфозы по разным минералам.
Цвет белый, светло-серый, светло-зеленый, иногда буроватый за стет инородных включений. Спайность весьма совершенная по {001}. Излом неровный, хрупок, хотя листочки гибки. Жирный на ощупь. Твердость 1. Плотность 2,6—2,9.
Разновидности. Агальматолит — скрытокристаллический плотный пирофиллит.	.
• Si 9 Mg @ О
Рис. ПО. Структура талька
@0 @ ОН ^Mg,Pe,Al • Si, Al
Рис. 111. Структура хлорита в проекции на {100}
©ОН
Происхождение. Образуется при гидротермальном изменении алюмосиликатных пород во вторичных кварцитах и при дегидратации каолинитовых осадочных пород.
Месторождения. В СССР: на Украине, Урале, в Туве. За рубежом: в КНР, США и др.
Применение. Такое же, как у талька. Агальматолит используется как поделочный камень.
Семейство слюд
К слюдам относятся слоистые силикаты и алюмосиликаты, содержащие Mg2+, Fe2-1, Fe3+, А13+ и щелочные ионы К+, Li+, Na+. В кристаллической структуре слюд кремнекислородные трехслойные пакеты связаны между собой щелочными катионами (рис. 112). Для слюд характерна политипия.
Сингония моноклинная. Кристаллы листоватые, чешуйчатые, псев-догексагонального облика, иногда с удлинением, перпендикулярным спайности. Размеры кристаллов различны: от микроскопических до
183
пластин в несколько квадратных метров. На Чуйском месторождении найдены кристаллы мусковита массой в 1 т. Такие же кристаллы флогопита были встречены в Слюдянском месторождении (Южное Прибайкалье).
Цвет слюд разный для различных представителей семейства: бесцветный, желтоватый, зеленоватый, зеленый, бурый, черный, сиреневый.
Спайность весьма совершенная по {001}. Листочки слюд упругие, некоторые при расщеплении в темноте светятся. Если смотреть через тонкую пластинку слюды на светящийся предмет, то иногда наблюдается 6 и 12-лучевая звезда (особенно на некоторых флогопитах Слюдянки), что вызывается ориентированными включениями игл рутила.
Твердость около 2. Плотность до 3,2. Безжелезистые слюды характеризуются диэлектрическими свойствами и огнестойкостью.
Слюды широко распространены в природе. На их долю приходится около 3,7% всех минералов земной коры. Они являются составной частью многих изверженных и метаморфических горных пород. Промышленное значение имеют слюды пегматитового и контактово-метасом этического происхождения.
МУСКОВИТ KAl2[Si3A10io] (ОН, F)2- В кристаллической структуре ионы А13+ занимают 2/3 октаэдрических пустот «гидраргиллитоного» слоя.
Бесцветен или желтоватого, светло-зеленого, светло-коричневого цвета, иногда с красноватым оттенком.
Разновидности. Серицит— мелкокристаллический светлый мусковит, являющийся продуктом разрушения алюмосиликатов (главным образом полевых шпатов); имеет шелковистый блеск. Фуксит — хромсодержащая разновидность мусковита ярко-зеленого цвета, характерная для лпственитов.
Происхождение. Магматическое — в изверженных породах; метаморфическое — в кристаллических сланцах. Крупные пластины мусковита промышленного значения находятся в пегматитовых жилах в ассоциации с микроклином, олигоклазом, биотитом, шерлом, апатитом.
Месторождения. В СССР: на севере Иркутской области в бассейнах рек Мама и Чуя, в Карелии (Энское и др.) и в Восточном Саяне (Би-рюсинское). За рубежом: в Индии и Бразилии.
Применение. Мусковит применяется в электропромышленности, радиотехнике и приборостроении, где используются его диэлектрические свойства. Крупные прозрачные пластины мусковита вставляют в окна металлургических и химических печей. Слюдяной порошок (скрап), получающийся при резке листовой слюды, используется как огнестойкий кровельный материал, в производстве огнестойких обоев, бумаги, красок, смазочных материалов и автомобильных шин.
ФЛОГОПИТ KMg3 [S'i3Al Ою] (ОН, F)2. В кристаллической структуре ионы Mg2+ занимают все октаэдрические позиции «бруситоного» слоя.
Цвет бурый, коричневый разных оттенков.
Происхождение. Контактово-метасоматическое (скарновое) — характерен для некоторых магнезиальных контактовых зон докембрийского возраста. Ассоциирует с диопсидом, кальцитом, апатитом, скаполитом, шпинелью и другими минералами.
Месторождения. В СССР: Слюдянское на южном берегу оз. Байкал, Алданское, Эмельджакское, Леглиерское и другие в Якутии, Ковдорское на Кольском полуострове. За рубежом: в Канаде, Южной Африке, Индии.
184
ф к • Al • Л ® О ©ОН 4^ Si О*.
Рис, 112. Структура мусковита в проекции на {001} (а) и {100} (б) и общий вид структуры (в)	,
Применение. То же, что и мусковита.
БИОТИТ K(Fe, Mg)3[Si3AlOl0] (ОН, F)a. Кристаллическая структура подобна структуре флогопита.
Цвет черный. Среди слюд является наиболее распространенным минералом.
Разновидности. Лепидомелан — не содержит магния, черного цвета, характерен для щелочных пород (Урал).
Происхождение. Магматическое — биотитовые граниты; пегматитовое — в жилах с мусковитом и без него; метаморфическое — в различных сланцах и гнейсах. Поскольку биотит содержит железо, он непригоден в качестве диэлектрика.
185
ЛЕПИДОЛИТ KLii,5Ali,5[Si3AlOi0] (Oil, F)2. Иногда присутствует Rb+. В кристаллической структуре ионы Li+ занимают октаэдрические позиции.
Цвет розовый, светло-фиолетовый, иногда бесцветен. Листочки в отличие от других слюд обычно не дают больших пластинок. Часто образует изогнутые скорлуповатые формы и тонкозернистые массы.
Происхождение. Встречается в редкометальных пегматитах и грейзенах. В пегматитах ассоциирует с клевеландитом, кварцем, сподуменом, полихромным турмалином, бериллом.
Месторождения. В СССР: в Казахстане, на Урале и в Забайкалье. За рубежом: в США, ЮАР, Швеции, Афганистане и др.
Применение. При достаточных скоплениях служит рудой на литий.
Водные
Семейство гидрослюд
Гидрослюды представляют собой гидратированные слоистые алюмосиликаты и являются промежуточными образованиями между слюдами, хлоритами и глинистыми минералами. Для кристаллической структуры гидрослюд характерен дефицит иона К+ и его замена молекулами воды, ионами гидрооксония (НзО)+ или гидратированными ионами Mg2+.
Сингония моноклинная. Состав сложный и непостоянный. Похожи на слюду, но листочки не упругие.
ВЕРМИКУЛИТ (Mg, Fe2+, Fe3+)3[(Si, А1)40ю] (ОН)2-4Н20. В кристаллической структуре между пакетами располагаются гидратированные ионы Mg2+.
Цвет золотисто- или бронзово-желтый. Твердость 1—1,5. При нагревании вспучивается, увеличивается в объеме в 15—25 раз. Обожженный вермикулит очень легкий, плавает в воде.
Происхождение. Образуется за счет биотита и флогопита.
Месторождения. В СССР: на Урале (Вишневые горы), в Карелии (Ковдор) и др.
Применение. Прокаленный вермикулит применяется как теплоизоляционный материал.
ГЛАУКОНИТ (К, Н3О) (Fe3+, Al,Fe2+, Mg+)2[Si3AlOi0] (OH)2-nH20, содержит 4,0—9,5% КгО. Кристаллическая структура, переходная между структурами слюды и монтмориллонита.
Землистый, обычен в осадочных породах в виде зерен неправильной формы, особенно в песчаных, глинистых и глинисто-карбонатных породах. Служит цементом в песчаниках, часто встречается в песках (глауконитовые пески). Цвет зеленый разных оттенков.
Происхождение. Осадочное — образуется в морях и океанах, возможно, при участии организмов, а также в почвах.
Месторождения. Глауконитовые пески известны во многих местах европейской части СССР — на Украине, в Курской, Орловской и Кировской областях.
Применение. Может служить калийным удобрением, применяется как зеленая краска, а также для очистки воды.
186
Mg3[Si40io](OH)2 чередуются co слоями типа брусита Mg(OH)2 или гидраргиллита А1(ОН)з (см. рис. 108, 111), что отражено при написании кристаллохимических формул. Для хлоритов установлено множество политипов. Разнообразие химического состава хлоритов обусловлено широкими изоморфными замещениями главных элементов: Mg2+-> ->-Fe2+—>-Mn2+->-Ni2+, А13+—►Ре^-э-Сг3"1", а также Si+Mg->-Al2 и Mg3-> ->А12 как в трехслойных пакетах, так и в октаэдрических слоях. Хлориты образуют также смешанослойные минералы, характеризующиеся чередованием различных по составу многослойных пакетов хлорита и других слоистых минералов.
Хлориты кристаллизуются в моноклинной сингонии. Обычно они образуют листоватые, чешуйчатые агрегаты и сплошные массы, для некоторых (шамозита) характерны скрытокристаллические агрегаты и оолиты. Цвет хлоритов зеленый (греч. «хлорос» — зеленый) разных оттенков до зеленовато-черного, иногда белый и желтоватый. Спайность по {001} весьма совершенная, листочки гибкие, но, в отличие от слюд, не упругие. Твердость 2—3. Плотность 2,6—2,9.
В соответствии с составом и структурными особенностями выделяются магнезиальные и железистые хлориты, различить которые без химических анализов и специальных рентгеноструктурных, физических и термических исследований практически нельзя.
ПЕННИН (Mg, Al)6[Si35 Ales Oio](OH)8, КЛИНОХЛОР (Mg, Al)6[Si3AlOI0](OH)8 и ПРОХЛОРИТ (рипидолит) (Mg, Fe, Al)6[Si2,5 A1ij5 Ою](ОН)8 обычно имеют характерный цвет — зеленый. Они широко распространены в природе и являются главными породообразующими минералами тальк-хлоритовых, серицит-кварц-хлорнто-вых, хлорит-актинолитовых и других пород метаморфического происхождения. Распространенный в природе процесс хлоритизации заключается в переходе роговой обманки и биотита в хлорит. Наличие хлоритов может также указывать на низкотемпературные гидротермальные условия изменения горных пород, содержащих силикаты магния и железа. Хлориты часто образуются в жилах альпийского типа. Вместе с хромитами встречаются хромсодержащие разновидности пеннина в клинохлора фиолетового цвета — кеммерерит и кочубепт.
ШАМОЗИТ (Fe2+, Mg, Fe3+)6[Si3 Al О10](ОН)8 и ТЮРИНГИТ (Fe2+, Mg, Fe3+, Al)6[Si2Al2Oio] (ОН, O)8 преобладают среди железистых хлоритов. Они имеют более темный цвет по сравнению с магнезиальными хлоритами. Шамозит отличается по зеленовато-черной черте и оолитовой структуре, а тюрингит обычно образует землистые, скрытокристаллические и дисперсные массы темно-зеленого цвета.
Происхождение их связано с образованием осадочных и осадочнометаморфических месторождений железа в восстановительных условиях.
Месторождения железистых хлоритов известны в ФРГ и во Франции.
Применение. Шамозит и тюрингит служат рудой на железо.
Алюмосиликаты каркасной структуры (каркасные алюмосиликаты)
В состав алюмосиликатов с каркасной структурой кроме кремния и алюминия входят крупные по размерам катионы щелочных и щелочноземельных металлов, главным образом ионы Na+, К+, Са2+, гораздо реже Ва2+, Sr2+, Cs+, которые занимают в структуре этих минералов
188
крупные полости и находятся в координации 8, 9 и более ионов кислорода, а также добавочных анионов (ОН)-, Cl-, СО32-, SO42- или S2-. Иногда в качестве примеси присутствуют ионы Fe3+ и Ti+, замещающие позиции А13+ или Si4+. В редких бериллосиликатах катионы представлены ионами Mn2+, Fe24- и Zn2+.
В каркасных алюмосиликатах ионы AF+, занимая тетраэдрические-позиции ионов Si4+, создают отрицательный заряд каркаса, равный числу ионов А13+. Пределы замещения ионами А13+ позиций ионов Si44- зависят от общего числа тетраэдров в элементарном звене каркасной структуры. В общей формуле каркасного радикала [Sin-pAlPC)2n]p- это число обозначено индексом п. С увеличением числа п в каркасе может увеличиваться также и число ионов А13+ (обозначаемое индексом р), замещающих позиции ионов Si4+, но не более, чем на половину, т. е. p<.'!tfi. Отрицательный заряд каркаса равен числу р.
Число тетраэдрических групп в ячейке п служит определяющим-признаком выделения структурных типов каркасных радикалов и соответственно более дробных подразделений в подклассе с радикалами типа [SiAlO4]-, [Si2A106]-, [Si3AIO3]-, [Si2Al2O8]2_,Si4A10io]—, [Si3Al2Oio]2“ и т. д. Среди них наряд)’ с простыми и сложными выделяются алюмосиликаты, содержащие добавочные анионы или молекулы воды, которые располагаются в крупных пустотах каркасной структуры.
Алюмосиликаты с радикалами типа {SiA!O4| (фельдшпатиды)
К фельдшпат идам относятся каркасные алюмосиликаты Na+ и К+, близкие по составу к полевым шпатам, но отличающиеся низким содержанием кремнекислоты и более высоким — щелочей.
Сложные
НЕФЕЛИН KNa3 [SiAlO4]4(Na2OAo 17%; К2О до 11%; А12О3 до-34,6%). Содержит также примеси Rb, Ga и др. В кристаллической -структуре (-рис. ИЗ) алюмо- и кремнекислородные тетраэдры образуют-каркас с отношением Al : Si= 1 : 1. Катионы К+ и Na+ располагаются в крупных пустотах с К-Ч.=9 и 8 соответственно.
Сингон-ня гексагональная. Кристаллы мелкие, призматические,, (рис. ИЗ), образуют вкрапленники, а также сплошные сливные массы.
Цвет серый, красноватый, зеленоватый, иногда бесцветен. Блеск жирный. Спайности нет. Твердость 5,5. Плотность 2,6. В результате-выветривания на поверхности нефелина образуется рыхлая белая корка, состоящая из гидроокислов А13+ и цеолитов (шпреуштейн).
Разновидности. Элеолит — крупнокристаллический нефелин с жирным блеском мясо-красного цвета.
Происхождение. Магматическое— встречается в породах, бедных крем некисл отой и богатых натрием (в нефелиновых сиенитах и щелочных пегматитах), в ассоциации с апатитом, эгирином, полевым шпатом, биотитом, ильменитом, титанитом, цирконом и другими минералами щелочных пород. Не встречается с кварцем.
Продуктами гидротермального изменения нефелина являются альбит, канкринит, содалит и цеолиты. В гипергенных условиях легко» разрушается и замещается шпреуштейном.
189
Месторождения. Нефелин известен на Кольском полуострове, где добывается совместно с апатитом, а также в Ильменских и Вишневых горах на Урале. Крупное месторождение нефелина обнаружено в предгорьях Кузнецкого Алатау (Белогорское).
Применение. Руда на алюминий; из нефелина получают соду и поташ. Попутно могут извлекаться редкие щелочные металлы и галлий.
С добавочными анионами
Семейство канкринита — содалита
КАНКРИНИТ NaeGa^ [ Si А1О4] 6[СО3, SO4] (ОН)2 с широкой изоморфной смесимостью между [СО3]2' и [SO4]2-- Кроме того, иногда присутствуют С12, К+, Ва2+. В кристаллической структуре гексагональные кольца из алюмо- и кремнекислородных тетраэдров соединяются между
собой с образованием крупных каналов. В гексагональных кольцах располагаются [СО3]2~ или [SO4]2-, а в каналах — группы (ОН)~
Cl
Рис. 114. Структура содалита в проекции на {001}; Al-тетраэдры заштрихованы
Рис. 1'13. Структура нефелина
Сингония гексагональная. Кристаллы столбчато-призматического облика. Образует кристаллически-зернистые агрегаты, а также каемки замещения вокруг нефелина и псевдоморфозы по нему.
Цвет белый, желтоватый, розовый с сетчатым распределением окраски, голубой. Блеск стеклянный до перламутрового. Спайность совершенная по призме {1010}. Излом ступенчатый, неровный. Твердость 5—5,5. Плотность 2,4—2,5.
Разновидности. Вншневит — сульфат-канкринит голубого цвета.
Происхождение. Магматический — в щелочных породах и пегматитах. Образуется также метасоматически за счет нефелина.
Месторождения. В СССР: на Урале (Вишневые и Ильменские горы), на Кольском полуострове (Ловозерский массив), в Туве, Якутии. За рубежом: в Швеции.
СОДАЛИТ Na8[ SiA104]6Cl2, содержит также К+, Fe3+, [СО3]2“, (ОН)-, иногда [MoOJ2-, S22-. В кристаллической структуре содалита (рис. 114) каркас состоит из четверных и шестерных колец алюмо- и кремнекислородных тетраэдров. В крупных "полостях располагаются
190
дополнительные анионы, каждый из которых тетраэдрически окружен четырьмя катионами Na+ или Са2+.
Сингония кубическая. Кристаллы встречаются редко в виде ромбододекаэдров {ПО}. Обычно в виде зернистых агрегатов, замещающих нефелин,' реже вкрапленники в эффузивах и неправильные скопления.
Цвет содалита белый, в полупрозрачных выделениях бесцветный; зеленоватый, голубой, а иногда розовый, фотохимически неустойчивый. Спайность средняя по {НО}. Излом неровный. Хрупкий. Твердость 5,5—6. Плотность 2,1—2,4. Люминесцирует в ультрафиолетовом свете.
Разновидности. Гакманит — серусодержащий содалит с розовой, на свету неустойчивой окраской, переходящей в серовато-зеленую,, и с яркой оранжевой фотолюминесценцией.
Происхождение. Встречается в виде вкрапленников в лавах, а также в щелочных породах и пегматитах вместе с нефелином, эгирином, микроклином, арфведсонитом, сфеном, эвдиалитом. Образуется также метасоматически за счет нефелина.
Месторождения. В СССР содалит встречается на Кольском полуострове, на Среднем Урале; за рубежом — в лавах Везувия (Италия).
ЛАЗУРИТ Na6Ca2[SiA10J6(S04, S, С12). Кристаллическая структура аналогична структуре содалита.
Сингония кубическая. Кристаллы редки, обычно в виде зернистых масс.
Цвет яркий темно-синий до сине-фиолетового. Спайность средняя. Излом неровный. Твердость 5,5* Плотность 2,3—2,4.
Происхождение. Метасоматическое, 'в магнезиальных скарнах с флогопитом, диопсидом, форстеритом, кальцитом, пиритом.
Месторождения. В СССР известен в южном Прибайкалье по р. М. Быстрая (Иркутская обл.) и на Памире; за рубежом — в Афганистане (Сары-Санг).
Применение. Красивый поделочный камень.
ГЕЛЬВИН (Mn2+)4[SiBeO4]sS (ВеО до 14%). Широкие изоморфные замещения мея^ду Mn2+, Fe2+ и Zn2+- Кристаллическая структура подобна структуре содалита, отличие состоит в том, что место А13+ занимает Ве2+ в тетраэдрической координации.
Сингония кубическая. Кристаллы тетраэдрического габитуса и зернистые агрегаты.
Цвет желтый, желто-зеленый, желто-бурый, красноватый до бурого. Блеск стеклянный до смолистого. Спайность несовершенная по тетраэдру {111}. Твердость 6—6,5. Плотность 3,2—3,7.
Происхождение. Образуется в гранитных и щелочных пегматитах^ в скарнах вместе с магнетитом, флюоритом, хризобериллом и бертрандитом, в гидротермальных кварцевых жилах.
Месторождения. В СССР: в Казахстане, в европейской части СССР, в Сибири. За рубежом: в США (Эль-Насо, Зимбертон), Швеции (Иксюберг) и др.
Применение. В значительных скоплениях — руда на бериллий.
Алюмосиликаты с радикалом типа [Si2A106]~
Простые
ЛЕЙЦИТ K[Si2A106], Содержит также Na+, Са2+, Ti4+ и др. В кристаллической структуре лейцита (рис. 115) каркас сложен четверными и шестичленными кольцами из алюмо- и кремнекислородных тетраэд-
191
'ров. Ионы к+ с К.Ч.= 12 располагаются в каналах, образованных гек-•сагональными кольцами. Высокотемпературная (кубическая) модификация отличается более высокой симметрией гексагональных колец и расположением ионов К+ в центре каналов. Переход в низкотемпературную модификацию при 660° сопровождается снижением симметрии до тетрагональной и полисинтетическим двойникованием.
Сингония псевдокубическая. Обычно в виде изометричных коистал-лов в форме тетра1гон!-тр'иоктаэдров {2,10} часто оплавленных, шаровидных.
Рис. 115. Структура лейцита:
а — четверное и б — шестерное кольца, в — проекция на {001}
Цвет белый, пепельно-серый. Блеск стеклянный. Спайности нет. Твердость 5,5—6. Плотность 2,5.
Происхождение. Лейцит является минералом молодых эффузивных пород, встречается в лавах, туфах и вулканических пеплах. Образуется при застывании лав, богатых калием и бедных кремнекислотой, поэтому вместе с кварцем не встречается.
Месторождения. Крупные красивые кристаллы известны в Италии (Везувий), редко в Закавказье.
Применение. При значительном содержании лейцита в породе «последняя может служить сырьем для получения алюминия и калийных удобрений.
Водные
АНАЛЬЦИМ Na[Si2AlOe]-H2O, обычны небольшой избыток SH+ и .примесь Са2+, а также К+- В кристаллической структуре, кремнекислородный каркасный радикал которой подобен таковому лейцита, ионы Na+ занимают мелкие, квадратные в сечении, пустоты (вакантные в лейците). В крупных пустотах (место ионов К+ в лейците) располагаются молекулы воды. Анальцим встречается в двух структурных разновидностях, отличающихся степенью упорядочения А13+ и Si4+.
Сингония псевдокубическая. Анальцим наблюдается в виде правильных кристаллов в форме гетрагон-триоктаэдра, часто образует друзы.
Цвет белый, светло-серый, иногда красновато-розовый или зелено-.ватый за счет включений других минералов. Блеск стеклянный. Спайности нет. Излом неровный. Твердость 5—5,5. Плотность 2,3.
192
Происхождение. Магматическое — образует вкрапленники в средних и щелочных породах, а также выполняет миндалины в базальтах. Как продукт гидротермального изменения широко распространен среди вулканических пород основного и среднего состава. Образуется также в осадочных породах.
i Csi_nNa„[Si2A106j-nH20. Характеризуется неполной изоморфной смесимостью с анальцимом, обычно содержит избыток кремния, ионов К+, Rb+. Кристаллическая структура сходна со структурой анальцима и лейцита. Ионы Na+ занимают мелкие пустоты, как в анальциме, а катионы Cs+ — крупные полости, подобно ионам К+ в лейците, в которых располагаются также молекулы Н2О. Как и анальцим, поллупит представлен двумя структурными разновидностями, отличающимися степенью упорядочения ионов А13+ и Si4+.
Сингония обычно псевдокубическая. Поллуцит встречается в сплошных зернистых или сливных, иногда фарфоровидных скоплениях в виде крупных ксеноморфных выделений и псевдоморфоз по сподумену и другим минералам лития; кристаллы очень редки.
Цвет белый, в прозрачных разностях бесцветный, часто светло-серый или розоватый за счет включений других минералов и продуктов его изменения. Блеск стеклянный, в плотных массах матовый. Спайности нет. Излом неровный и раковистый. Твердость 6,5. Плотность колеблется в зависимости от состава от 2,65 до 3,0.
Происхождение. Образуется исключительно в гранитных пегматитах редкометально-замещенно^р типа вместе с лепидолитом, сподуменом, петалитом, зеленым .и розовым турмалином, клевеландитом, амблигонитом и др.
Месторождения. В СССР: в Восточном Казахстане, на Памире, Кольском полуострове. За рубежом: на о. Эльба, в США, Южной Африке, Швеции, Афганистане.
Применение. Важнейшая руда на цезий.
Алюмосиликаты с радикалами типа [Si3A10s] , [Si2Al2O8]2“ и др.
К полевым шпатам относятся каркасные алюмосиликаты щелочных и щелочноземельных катионов К+, Na+, Са2+, а также Sr2+ и Ва2-!-. Кроме того, в составе обнаружены примеси Cs+, Rb+, Pb2+, Т1+ и др. В формуле алюмо-кремнекислородного радикала полевых шпатов [Su-pAlpOsp- индекс р может принимать значение от 1 до 2; соответственно изменяется и заряд радикала, который компенсируется одно- или двухвалентными катионами с КЧ. от 8 до 10. В кристаллической структуре, полевых шпатов могут быть выделены четырехчлен-пые кольцевые звенья, образующие вытянутые вдоль оси С цепочки, связанные между собой общими ионами кислорода (рис. 116). Тетраэдры, располагающиеся вдоль оси цепочек, не тождественны боковым тетраэдрам. С этим связано структурное упорядочение ионов А13+ и Si4+ в полевых шпатах. Более высокой симметрии отвечают неупорядоченные структуры минералов, образовавшиеся в высокотемпературных условиях.
Для полевых шпатов характерны широкая изоморфная смесимость изовалентного типа между калиевыми и натриевыми полевыми шпатами (кали-натровые полевые шпаты) и гетеровалентного типа между натриевыми и кальциевыми полевыми шпатами (натрокальииевые полевые шпаты, плагиоклазы). Степень смесимости зависит от темпе-
7 А. В. Миловский. О. В. Кононов
193
ратуры кристаллизации (см. рис. 12). Более ограниченные изоморфные замещения установлены между К- и Са-полевыми шпатами, а также в ряду K-Sr-Ba-полевых шпатов.
Рис. 116. Структура полевых шпатов в шариковой (слева) и полиэдрической моделях (справа): четверные кольцевые звенья, связанные в цепочке общими ионами кислорода
Простые (полевые шпаты)
САНИДИН (К, Na)[Si3A108], ОРТОКЛАЗ (К, Na)[Si3A108] и МИКРОКЛИН (К, Na)[Si3AlO8] являются существенно калиевыми представителями изоморфной серии K-Na-n о л е в ы х шпатов; содержат изоморфную примесь Са2+, Cs4, Rb+, TI, Pb2+, а также Fe3+. В кристаллической структуре высокотемпературных K-Na-полевых шпатов А13+ и Si4+ в тетраэдрах распределены беспорядочно (санидин). При снижении температуры происходит частичное (ортоклаз) и полное (микроклин) упорядочение с закономерным размещением А13+ и Si4+ по неэквивалентным позициям. Кроме того, при снижении температуры в K-Na-полевых шпатах происходит упорядочение К 4 и Na+ и затем распад твердого раствора с образованием пертитов распада — включений Na-полевого шпата в К-полевом шпате.
Сингония санидина и ортоклаза моноклинная, микроклина — триклинная. Кристаллы обычно хорошо образованы (рис. 117), часто встречаются в виде двойников (см. рис. 31), образуют кристаллические зерна и криста ллически-зернистые массы, а также друзы кристаллов, иногда гигантских размеров (масса до нескольких десятков-тонн).
Цвет светло-серый, желтый, светло-розовый до красного, иногда зеленый, белый и бесцветный, окраска часто неравномерная, пятнистая. Нередко полупрозрачен и прозрачен. Блеск стеклянный. Спай-
194
«ость совершенная по {001}, средняя по {010}. Угол между плоскостями спайности санидина и ортоклаза равен 90°, а микроклина -— отличается менее чем на 0,5°. Твердость 6—6,5. Плотность 2,5—2,6.
Разновидности. Адуляр — водяно-прозрачные кристаллы ортоклаза обычно в жилах альпийского типа. Лунный камень — адуляр нежно-голубого цвета с серебристо-перламутровым отливом. Амазонит (амазонский камень) — микроклин зеленого или голубоватозеленого цвета. Пертит — кристаллы K-Na-полевых шпатов, содержащие закономерно ориентированные включения распада альбита, обычно белого цвета, иногда различимые невооруженным глазом.
Рис. 117. Кристаллы полевых шпатов
Происхождение. Магматическое — в кислых, средних и щелочных породах, а также в пегматитах, апогранитах, в высокотемпературных гидротермальных жилах и жилах альпийского типа. Входят в состав метаморфических пород — гнейсов и кристаллических сланцев.
Месторождения. В СССР: крупные месторождения керамических пегматитов находятся в Карелии; амазонит' встречается в пегматитах Ильменских гор на Урале, в пегматитах и гранитах Казахстана, Забайкалья, Кольского полуострова. За рубежом: известны крупные месторождения керамических пегматитов в США, Канаде, Скандинавии; в пегматитах Мадагаскара, встречается прозрачный амазонит.
Применение. K-Na-нолевые шпаты из пегматитов служат сырьем для керамической и стекольной промышленности. Лунный камень и амазонит используются для поделок.
АЛЬБИТ NafSigAlOs] и АНОРТИТ Ca[Si2Ai2O8] являются крайними членами изоморфного ряда плагиоклазов. Выделенные промежуточные члены ряда отличаются составом, который обозначается в мол. % содержания анортита или соответствующим номером:
альбит № 0—10 (Ab) 1
олигоклаз № 11-30 ) кислые плагиоклазы
андезин №31—50 1 Средние плагиоклазы
лабрадор № 51—70 ) 1
битовнит № 71—90	1	______
ко ni 1 пл } Основные ПЛсиИОкщйЗЫ анортит № 91—100 (Ап) )
Например, плагиоклаз № 36 соответствует андезину, содержащему 36 мол. % анортита и 64 мол. % альбита (36% Ап, 64% АЬ). Плагиоклазы отличаются содержанием кремнекислоты от 68,8 мол. % в альбите до 43,28 мол. % в анортите. Соответственно кислые плагиоклазы чаще встречаются в кислых изверженных породах, средние — в средних и основные — в основных и ультраосновных горных породах.
В кристаллической структуре ионы NaJ' имеют К-Ч-—7, а у Са К.Ч.=8. Высокотемпературные структурные разновидности плагиокла
7*
195
за любого состава, за исключением анортита, имеют одинаковый тип разупорядоченной моноклинной структуры альбита; высокотемпературный анортит характеризуется объемно-центрированной элементарной ячейкой. Средне- и низкотемпературные плагиоклазы характеризуются разнообразием структурных типов, представляющих собой продукты распада твердых растворов различной степени упорядочения и их тонкие срастания.
Сингония низкотемпературных разновидностей плагиоклаза триклинная. Хорошо образованные кристаллы редки. Вкрапленники и зерна неправильной формы обычно сдвойникованы. Очень характерны полисинтетические (см. рис. 26) и сложные двойники. Кислые плагиоклазы нередко образуют друзы, щетки и пластинчато-лучистые агрегаты, особенно в пегматитах, а также кристаллически-зернистые мо-номпнеральные породы (альбититы, анортозиты). В виде пертитовых вростков или по метасоматическим прожилкам встречаются в кали-натровых полевых шпатах.
Цвет плагиоклаза обычно белый, нередко серый, розоватый за счет различных включений. Блеск стеклянный. Для олигоклаза характерна голубая, а для лабрадора желтая, синяя или зеленая иризация. Спайность совершенная по {001} и {010} с утлом около 70°. Твердость 6— 6,5. Плотность от 2,6 у альбита до 2,76 у анортита.
Разновидности. Сахаровидный альбит — мелкозернистые агрегаты и клевел а нд-ит — листоватые и радиально-лучистые агрегаты альбита белого или голубоватого цвета в пегматитах. Лабрадорит — темная крупнокристаллическая порода с яркой иризацией лабрадора на плоскостях спайности {010}. Беломорит — олигоклаз с красивой нежно-голубой иризацией.
Происхождение. Магматическое — в различных изверженных горных породах. Образуется в пегматитах на ранних стадиях и позднее в процессе альбитизации. Является породообразующим минералом многих метаморфических пород. Метасоматический минерал в скарнах и грейзенах.	в
Месторождения. Встречается повсеместно. В СССР месторождения, лабрадорита разрабатываются на Украине (Турчинское и др.).
Применение. Лабрадорит используется в качестве облицовочного материала. Беломорит служит поделочным камнем.
1 С добавочными анионами
МАРИАЛИТ Na4[Si3A108]3Ci и МЕЙОНИТ Ca4[Si2Al2O8]3(Cl, СО3, SO4) являются крайними членами изоморфного ряда скаполитов. В каркасной кристаллической структуре скаполитов алюмо- и кремнекислородные тетраэдры образуют собранные в четверные колонки цепочки волластонитового типа, между которыми в крупных пустотах располагаются ионы кальция и добавочные анионы.
Сингония тетрагональная. Кристаллы призматические, вытянутые вдоль оси С. Из простых форм хорошо различаются тетрагональные ‘ призмы и дипирамиды. Размер кристаллов достигает нискольких десятков сантиметров; иногда они образуют друзы (рис. 118). Агрегаты сплошные, зернистые.
Цвет скаполита белый, серый с зеленоватым оттенком, иногда сиреневый. Блеск стеклянный. Спайность средняя по призме {100}. Излом неровный. Твердость 5—6. Плотность 2,6—2,75.
Разновидности. Глауколит — скаполит бледно-фиолетового цвета.
196
Происхождение. Скаполиты встречаются в контактах с известняками, вместе с диопсидом, кальцитом, флогопитом, апатитом, тремолитом, титанитом, в железорудных и шеелитоноспых скарновых месторождениях и в некоторых метаморфических породах.
Месторождения. В СССР: в Прибайкалье (Слюдянка), в Хакасии (Анзас), в Азербайджане (Дашкесан), в Средней Азии (Чорух-Дай-рон).
’	Рис. 118. Друза кристаллов скаполита. Слюдянка (Прибайкалье)
Алюмосиликаты с радикалами типа [Si3Al2OI0]2, [Si.,Al2O12]2n др.
К цеолитам относятся каркасные алюмосиликаты с объемис-: тыми и сообщающимися между собой полостями, в которых располагаются крупные катионы, главным образом Са, Na, К, Sr, Ва и молекулы воды. Цеолиты характеризуются высокой подвижностью катионов и способностью к ионному обмену. В радикалах цеолитов [Sin-pAlpO2]₽~ индекс п может принимать значения от 3 до 24, а р — от 1 до 5. Содержание молекул цеолитной воды связано с А1: Si-отно-шением и в большинстве случаев закономерно уменьшается от чисто кальциевых к натриевым цеолитам.
Кристаллическая структура цеолитов (рис. 119) характеризуется сочетанием алюмо- и кремнекислородных тетраэдров, образующих цепочки, состоящие из четверных звеньев и связанные между собой в шестерные кольца и другие элементы, формирующие изометричные, слоистые и цепочечные мотивы. Размер пустот и каналов в каркасном радикале цеолитов связан с химическим составом. Более крупные пустоты характерны для высококремнистых цеолитов, содержащих более крупные катионы и больше молекул воды. В большинстве цеолитов ионы А13+ и Si4+ занимают фиксированные позиции, т. е. их структура является упорядоченной. Изоморфные замещения между катио
197
нами в цеолитах, как и в плагиоклазах, в основном гетеровалентного типа (Ca2+Al3+4=faNa+Si4+), реже изовалентного типа (Ca2+^Sr2+). В сообщающихся пустотах кристаллической структуры цеолитов дипольные молекулы воды окружают катионы, образуя аквакомплексы большого радиуса, а сами располагаются между катионами и ионами кислорода, принадлежащими алюмокислородным тетраэдрам с избыточным отрицательным зарядом.
а
Рис. 119. Структура натролита в полиэдрической модели в проекции на {100} (а) и на {001} (б); Al-тетраэдры заштрихованы
«Цеолитная вода» при осторожном нагревании может быть постепенно удалена без нарушения кристаллической структуры минералов. Обезвоженные цеолиты легко снова поглощают воду (с выделением тепла!), а также адсорбируют молекулы различных веществ — H2S, углеводородов, спиртов, аммиака и др., что используется при осушении газов, разделении продуктов нефтехимического производства, для получения глубокого вакуума. Высокая удельная поверхность микропор обезвоженных цеолитов позволяет использовать их в качестве несущего материала для катализаторов, активирующих процессы крекинга нефти. Цеолиты с большими размерами каналов в структуре используются в качестве термостойких «молекулярных сит», позволяющих отделять крупные органические молекулы от мелких. Характерная особенность цеолитов — высокая подвижность катионов и способность к ионному обмену. Эти свойства используются при очистке питьевой воды и регенерации сточных и технических вод, в агрохимии, а также для повышения эффективности минеральных удобрений и удержания влаги в почве. С адсорбционно-ионообменными свойствами цеолитов связано также применение цеолитов в животноводстве в качестве добавки к корму, улучшающей продуктивность и качество мяса. Наиболее широко используются свойства гейландита (клиноптилолита), шабазита, а также их высококремнистых синтетических аналогов.
Водные (цеолиты)
НАТРОЛИТ Na2[Si3Al2O10]-2H2O и СКОЛЕЦИТ Ca[Si3Al2Oiob3H20. В кристаллической структуре отчетливо выделяются четырехчленные цепочки из алюмо-кремнекислородных тетраэдров, вытянутые вдоль оси С (см. рис.. 119).
198
Таблица 4
Краткая характеристика некоторых цеолитов
	Минерал	Формула	Сингония	Форма выделения	Цвет	Спайность	Твердость	Плотность
	Ломонтит	Са [SUAlAal • 4НаО	мон.	призматические кристаллы •	белый, розовый	совершенная по {010), {110} и {001}	3,5—4	2,2—2,3
С© С£5	Шабазит	(Са, Na2) [SijAlaOij] • 6Н2О	триг.	ромбоэдрические (псевдо-кубические) кристаллы и двойники	белый	совершенная по {10’11}	4-5	2,1—2,2
	Гейландит (клиноптилолит)	Са [SiiA^Oig] • 6Н2О	мон.	таблитчатые, клиновидные, расщепленные кристаллы	белый, розовый	совершенная по {010}	3,5—4	2,2
	Десмин (стильбит)	(Са, Na2) [Si7AlaO18] • 7НаО	мон. •	пластинчатые, расщепленные и сноповидные кристаллы и агрегаты	белый	совершенная по {010}, средняя по {100}	3,5—4	2,2
	Морденит (птилолит)	(Naa, Са) [SiioAlAJ • 7НаО	ромб.	игольчатые и спутанно-волокнистые агрегаты	белый	совершенная по {100}	до 4,5	2,15
. \ Ч
Сингония ромбическая. Образуют длиннопризматические кристаллы, иногда срастающиеся в друзы; часто встречаются в радиальнолучистых агрегатах и зернистых массах.
Бесцветный, белый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по призме {НО}. Твердость 5—5,6. Плотность около .2.
Разновидности. Шпре у штейн — продукт изменения нефелина, состоящий из натролита и гидроокислов А13+.
Происхождение. Образуется в миндалевидных пустотах базальтов, а также как наиболее поздний минерал в щелочных пегматитах, скарнах и гидротермальных жилах.
Месторождения. В СССР: на Урале (Вишневые горы), на Кольском полуострове (Хибины), в Сибири (Нижняя Тунгуска) и др.
Краткая характеристика некоторых других цеолитов приведена в табл. 4.
БОРАТЫ
Видообразующими катионами боратов служат в основном щелочноземельные (Са2+, Mg2+) „щелочные (Na1),, а также переходные металлы (Fe2+, Мп2+) и др. Роль дополнительных.анионов играют группы (ОН)-, С1“, реже F- и др. Многие бораты являются водными..
' "Бораты относятся к минералам с различными типами связей: ковалентные связи — в боратных анионных комплексах, ионные и водородные — между ними и катионами. Изоморфизм в. боратах ограничен-_ный; исключение составляют людвигит и борацит, для которых характерны широкие изоморфные замещения между Mg2+. и Fe2+.
В структурном отношении бораты похожи на силикаты и характеризуются разнообразием анионных радикалов, в основе которых лежат треугольные и тетраэдрические комплексы. В боратах они встречаются в виде одиночных анионных групп (островов) или, сочетаясь друг с другом, образуют более сложные островные (двойные или кольцевые), цепочечные, слоистые и каркасные радикалы (рис. 120). В анионных радикалах сложного строения в окружении В3+ наряду с ионами О2- принимают участие группы (ОН)-. В боратах островной структуры катионы во многих случаях образуют цепочечные мотивы (людвигит, ашарит, бура). Для боратов с цепочечными и слоистыми анионами характерны соответствующие катионные мотивы (гидроборацит, колеманит). Бораты образуют крнсталлически-зернистые, зем-• листые и плотные скрытокристаллические, нередко радиально-лучистые, сферолитовые, волокнистые агрегаты, кристаллические корки и друзы совершенных кристаллов. Удлиненно-призматические и волокнистые кристаллы и агрегаты более характерны для минералов с цепочечной структурой или цепочечным мотивом.
Большинство боратов имеет белую, сероватую или желтоватую окраску, за исключением Fe-содержащих людвигита и борацита. Кристаллы боратов часто прозрачны. Твердость большинства из них низкая и средняя — от I до 3—4, очень редко достигает 7 (борацит с каркасной структурой). Диагностика боратов не проста, особенно в землистых и плотных агрегатах. Многие из них похожи на сульфаты, карбонаты, фосфаты и глинистые минералы. Некоторые бораты люминесцируют в ультрафиолетовом свете и рентгеновских лучах. Образование боратов связано с магнезиальными скарнами (людвигит, котоит и др.) и с вулканической деятельностью. Основная масса боратов — осадочного происхождения и накапливается в бессточных озерах и лагунах морских
200
бассейнов в условиях жаркого .климата, а также связана с зонами выщелачивания соляных куполов, корами" выветривания гипсоносных толщ, с грязевым вулканизмом.
В крупных скоплениях бораты служат сырьем для получения бора. Соли бора и борная кислота употребляются в стекольнои~п~ромышлен-' ности, металлургии, медицине, пищевой промышленности и в других отраслях хозяйства.
Рис. 120. Основные типы анионных радикалов в боратах:
а — тетраэдр [ВО*]5-, б — треугольник [ВОа]3-, в — сдвоенный треугольник [BzOs]4-, г — тройное кольцо [В3О6]г~, д — тройное кольцо JBB2Ot (ОН)4]~, е — тройное кольцо {ВВ2О3(OI15])2 ', ж — четверное кольцо (В2В2О5(ОН)4рт, з — цепочка {В2ВО4(ОН)3]2-
СИСТЕМАТИКА
Бораты островной структуры Бораты с изолированными борокислородными радикалами [ВО4]5- и [ВО3]3-
Простые
Группа синхалита: синхалит Mg[BO4] (ромб. с.).
Группа котоита-, котоит Mg3[BO3]2 (ромб. с.).
201
С добавочными анионами
Группа еремеевита: еремеевит А16[ВОз]5(ОН)з (гекс. с.).
Группа людвигита: людвигит (Mg, Fe2+)2Fe3+[BO3]O2 (ромб. с.).
Группа флюоборита: флюоборит Mg3[BO3](OH, F)3 (гекс. с.).
Водные
Группа пентагидроборита: пентагидроборит Са[В(ОН)4]2-Н20 (трикл. с.).
Группа сульфоборита: сульфоборит Mg3[BO2(OH)2J[SO4]-4H20 (ромб. с.).
Бораты со сдвоенными и кольцевыми борокислородными радикалами [В20б]4-, [В2О4(ОН)Г и др.
Простые
Группа суанита: суанит Mg2[B2O5] (мон. с.), пинноит Mg[B2O(OH)6] (тетр. с,).
С добавочными анионами
Группа ашарита: ашарит Mg2[B2O4(OH)](OH) (ромб. с.).
Водные
Группа индерита: индерит Mg[B2BO3(OH)s]-5Н2О (мон. с.), иньоит Ca[B2BO3(OH)5]-4H2O (мон. с.).
Группа буры: бура Na2[B2B2O5(OH)4]-8Н2О (мон. с.).
Группа калиборита: калиборит KMg2[B3O3(OH)s]2-[B5O6(O),J-2H2O (мон. с.).
Бораты цепочечной структуры
Простые
Группа кальциборита: кальциборит Са[В2О4] (ромб. с.).
Водные
Группа гидроборацита: гидроборацит CaMg[B2BO4(OH)3]2-3H2O (мон. с.).
Группа колеманита: колеманит	Са[В2ВО4(ОН)3]-Н2О (мон. с.).
Группа пандермита: пандермит	Са[В4ВО7(ОН)5]-Н2О (мон. с.).
Группа улексита: улексит NaCa[B2B2O7(OH)4]-6Н2О (трикл. с.), преображенскит Mg3[B3B2O7(OH)4]2-H2O (ромб. с.).
202
Бораты слоистой структуры
Простые
Группа сассолина: сассолин Н3[ВО3] (трикл. с.).
Бораты каркасной структуры
Простые
Группа метаборита: метаборит НВО2 (куб. с.).
С добавочными анионами
Гpynna борацита: борацит Mg3[B3B4O12]OCl (ромб, с.).
Бораты островной структуры
Простые
КОТОИТ Mg3[BO3]2 (В2О3 36,5%).Иногда в примеси Fe2+. В крис-галлической структуре котоита ионы Mg2+ в октаэдрической координации образуют зигзагоподобные цепи, скрепленные треугольными радикалами [ВОз]3-.
Сингония ромбическая. Образуют зернистые мраморовидные агрегаты.
Цвет белый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная в одном направлении. ТвердостЕ, 6,5. Плотность 3,1.
Происхождение. Контактово-метаморфическое, в магнезиальных скарнах встречается вместе с форстеритом, шпинелью, людвигитом.
Месторождения. В СССР известен в Восточной Сибири; за рубежом — Хол-Кол (КНДР).
Применение. В крупных скоплениях — руда на бор.
С добавочными анионами
ЛЮДВИГИТ (Mg, Fe2+)2Fe3+[BO3]O2 (В2О3 14—17%). Кроме полной изоморфной смесимости Mg2+ и Fe2+ установлены значительные примеси Al, Sn, Ti, Мп2+ и Мп3+. В кристаллической структуре людвигита октаэдры с Mg2+, Fe2+ и Fe3+ образуют цепочки, связанные между собой плоскими анионными радикалами [ВО3]3~ и дополнительными анионами О2-.
Сингония ромбическая. Образует шестоватые, лучистые и реже зернистые агрегаты.
Цвет зеленовато-черный до черного. Черта зеленоватая. Блеск стеклянный до алмазного. Хрупкий. Твердость 5. Спайности нет. Излом еровный. Плотность 3,6—4,7. Внешне похож на геденбергит и турмалин (шерл).
203
Происхождение. В магнезиальных скарнах вместе с турмалином, магнетитом и другими боратами.
Месторождения. В СССР: в скарновых железорудных месторождениях Якутии (Таежное) и Горной Шории, а также в Приморье и Средней Азии. За рубежом: Хол-Кол (КНДР) и др.
Применение. Возможное сырье на бор.
Бораты цепочечной структуры
Водные
ГИДРОБОРАЦИТ CaMg[B2BO4(OH)3]2-3H2O (В2О3 50,5%). Иногда присутствует Na+. В кристаллической структуре (рис. 121) анионный радикал (В2ВО4(ОН)3] представляет собой цепочку, каждое звено которой сложено двумя тетраэдрами и одним треугольником (см.
Рис. 121. Фрагмент структуры гидроборацита в проекции на {010}: ионы бора в треугольной (заштриховано) н тетраэдрической (покрыто крапом) координации; ионы магния в октаэдрической координации (черные кружки)
рис. 120, з). Вытянутые вдоль оси С, они чередуются с четковидными цепочками из Mg-октаэдров, имеющих общие вершины, и с колонками, состоящими из Са-полиэдров.
Сингония моноклинная. Обычно радиально-лучистые и (волокнистые агрегаты.
Цвет белый, реже желтоватый. Часто прозрачен. Блеск стеклянный, шелковистый и перламутровый. Хрупкий. Спайность совершенная по удлинению. Излом неровный и занозистый. Твердость 2—3. Плотность 2,7.
Происхождение. Главным образом в зонах выщелачивания соляных куполов вместе с другими боратами.
Месторождения. В СССР известен в Западном Казахстане.
Применение. Служит сырьем для получения бора.
Краткая характеристика других боратов приведена в табл. 5.
КАРБОНАТЫ
„ Минералы класса карбонатов представляют собой соли угольной кислоты, в которых катионами служат ионы Са2+, Mg2+, Ва2+, Sr2+, Pb2+, Fe2+, Mn2+, Zn2+, меди, урана, щелочных и редкоземельных металлов. В состав карбонатов входят также дополнительные андоны (ОН)~. Ft.. реже С1.~. Для карбонатов ^характерна смешанная связь: ковалентная — в анионных радикалах [СО3]2~ (зр^йгибридизацияРи ионная — "между анионами и катионами; в карбонатах с дополнительными анионами (ОН)- и водных карбонатах развиты водородные связи.
Среди карбонатов распространены изоморфные замещения изо-валентного типа между Са2+, Fe2+, Mg2+ и Мп2+ в минералах группы
204
205
Таблица 5
Краткая характеристика некоторых боратов
Минерал	Формула	Содержание В2Оз, %	Сингония	Кристаллическая структура	Внешний облик	Цвет	Блеск	Твердость	Спайность	Плотность
Ашарит	Mg2 [В2О4 (ОН)) (ОН)	40,4	ромб.	островная	тонковолокнистые агрегаты	белый, желтоватый	шелковистый, тусклый	4—4,5	нет	2,6-2,7
Иньонит	4Са [В2ВО3 (ОН)5] • 4Н2О	37,6	мон.		короткоп ризмат ические, столбчатые кристаллы	белый, бесцветный	стеклянный	2	совершенная	1,9
Бура	Na2 [В.,В2(^(ОН)4] • 8Н,0	36,5	мон.		короткопризматические кристаллы,» зернистые агрегаты и землистые массы	белый		2—2,5		1,7
Колеманит	Са [В2ВО4 (ОН)3] • Н2О	50,8	мон.	цепочечная	сростки короткостолбчатых, иногда шестоватых и уплощенных кристаллов	белый, бесцветный		4	совершенная и средняя	2,4
Пандермит	Са [В4ВО7 (ОН)5] • Н2О	49,8	мон. (?)	»	желваковые агрегаты, плотные фарфоровидные и землистые массы	белый	тусклый	3,5-4	нет	2,4
Улексит	NaCa [В2В2О, (ОН)4)6Н2р	42,9	трикл.	»	желваковые и волокнистые агрегаты	белый, бесцветный	матовый, шелковистый	3—3,5	совершенная	2
Борацит	Mg3 [B,|B40i2] oci	62,15	ромб.	каркасная	псевдокубические (тетраэдрические) кристаллы и мраморовидные массы	белый, серый, желтоватый и пр.	стеклянный	7—7,5	нет	2,9
нальцита (более ограниченные для Са2+ и Mg2+), между Са2+, Sr2+, _РБ^~в минералах группы арагонита и др. Ви-сложных_до._составу кар-бонатах с дополнительными анионами имеют место изовалеитные замещен ид между (ОН)“ и F-, (ОН)- и С1_.
В структурном отношении все карбонаты относятся к одному островному типу — анионы [СО3]2~, представляют собой изолированные радикалы в форме плоских треугольников. В большинстве карбонатов эти радикалы имеют одинаковую (антипараллельную) плоскостную ориентацию. По расположению катионов и аниона [СО3]2- в структурах карбонатов могут быть выделены координационные (кальцит, сидерит и др.) и цепочечные (арагонит, малахит и др.) структурные мотивы. Слоистый мотив характерен для редких карбонатов [UO2]2+ и некоторых других, главным образом сложных по составу водных карбонатов.
Карбонаты двухвалентных ионов, отличающихся размерами, служат наглядным примером явления морфотропии. В морфотропном ряду тригональных и ромбических карбонатов с возрастающим размером катионов (в нм):
тригональные
Mg[CO3] (0,078) магнезит
Zn[CO3] (0,083) смитсонит
Fe[CO3] (0,83) сидерит
Мп[СО3] (0,091) родохрозит	z
Са[СО3] (0,104) кальцит
ромбические
Са(СО3] (0,104) арагонит
Sr[CO3] (0,127) стронцианит
РЬ[СО3] (0,132) церуссит
Ва[СО3] (0,143) витерит
граница между двумя структурными типами приходится на карбонат кальция, образующий две распространенные полиморфные модификации — кальцит Са[СО3] (триг. с.) и арагонит Са[СО3] (ромб, с.), а также менее устойчивую форму — фатерит Са[СО3] (гекс. с.). Карбонаты нередко образуют двойные соединения с упорядоченным расположением катионов, что характерно, например, для минералов группы доломита с равным содержанием ионов Са2+ и суммы ионов (Mg2+F -}-Fe2++Mn2+). Они отличаются от соответствующих неупорядоченных минералов переменного состава более низкой симметрией.
Морфология карбонатов во многом связана с их структурными особенностями и условиями образования. Простые по составу карбонаты встречаются в основном в кристаллически-зернистых агрегатах и в виде кристаллов различного габитуса. Дла_жарбонатов ряда кальцита характерны ромбоэдрические кристаллы. Особенно разнообразна морфология кристаллов кальцита (см. рис. 16). Карбонатам с цепочечным мотивом структуры (группа арагонита) свойственны удлиненнопризматический габитус кристаллов и сфО^олитовые агрегаты; натечные, почковидные, плотные фарфоровидные агрегаты характерны в основном для карбонатов, образовавшихся в гипергенных условиях.
Большинство карбонатов бесцветны или имеют белый цвет. Окраска карбонатов связана преимущественно с хромофорными ионами видообразующих переходных элементов, координированных ионами О2-, (ОН)~, иногда Cl-; с Си+ — зеленая, голубая или синяя, Со2+ — малиновая, Мп2+ — розовая окраска. Желтовато-бурая или бурая окраска сидерита Fe[CO3] связана с частичным окислением железа.
206
Разнообразие цвета кальцита и других, в чистом виде бесцветных, карбонатов обя.зяно'тяУж? радиационным дефектным центрам окраски (голубая, розовая, желтовато-бурая и т. д.) или имеет аллохроматическую природу. Например, темно-серый итгерный цвет кальцита в мраморах связан с примесью углефицированных битумов, зеленый цвет кальцита — с мельчайшими включениями хлорита или актинолита, а красный — с гематитом. Карбонаты щелочноземельных металлов люминес-цируют в ультрафиолетовом.... орете. Большинство карбонатов имеет Стеклянный блеск на гранях и плоскостях спайности; более сильный (до алмазного) обнаруживается у карбонатов Fe и РЬ — сидерита и церуссита.
С закономерной плоскостной ориентацией треугольных радикалов [СО3]2~ связана анизотропия физических свойств многих карбонатов, характеризующихся, в частности, сильным двупреломлением света (кальцит, арагонит и др.), плеохроизмом (малахит, азурит и др.), неодинаковой твердостью в различных направлениях и т. д.
^Карбонаты отличаются высокой растворимостью в соляной кислоте с выделением СО2. В обычных условиях легко растворимы кальцит, "“арагонит, азурит, малахит и некоторые другие минералы. Большинство же реагирует с НС1 только при нагревании или в порошке. Карбонаты" группы соды растворимы также в воде.
Карбонаты образуются как в эндогенных, так и в экзогенных процессах. Магматическое происхождение имеют кальцит и. доломит кар-__ бонатптов, с метаморфическими процессами связано образование кальцита и доломита мраморов. С гидротермальным изменением карбонатных метаморфических толщ связывается образование магнезитовых и сидеритовых месторождений. Карбонаты щелочноземельных и переходных металлов имеют в основном гидротермальное происхождение и, кроме того, часто встречаются в скарновых месторождениях. Основная масса карбонатов кальция имеет, осадочное, органогенное и (или) хемогенное происхождение. Сода и другие водно-растворимые карбонаты имеют озерно-осадочное происхождение. Многие минералы образуются в зоне окисления сульфидных месторождений (малахит, азурит, смитсонит, церуссит), в корах выветривания ультраосновных пород (магнезит), в карстовых пещерах и минеральных источниках (арагонит, кальцит).
Карбонаты относятся к широко распространенным минералам ’земной коры, хотя общее число минеральных видов не превышает ста. Некоторые из них образуют промышленные скопления и используются в качестве строительных материалов (известняки, мраморы) или для получения цемента (доломит), в химической промышленности для производства соды, в металлургической промышленности как огнеупорное сырье (магнезит), в качестве флюса при выплавке железа (известняк). Карбонаты являются также рудой на железо (сидерит), входят в состав полиметаллических и медных руд (малахит, азурит, "церуссит, смитсонит), служат ценным оптическим сырьем (исландский шпат) и используются в качестве декоративного и поделочного камня "(мраморный оникс, малахит, азурит). Азурит и малахит благодаря яркой окраске являются поисковым признаком медных руд, использу-. ются также для изготовления краски, паризит и бастнезит — ценная руда на редкие земли, а давсонит — на алюминий.
СИСТЕМАТИКА
Карбонаты островной структуры
Простые
Группа кальцита (триг. с.): кальцит Са1[СОз], родохрозит Mni[CO3], сидерит Fe[GO3], смитсонит Zn[CO3], магнезит Mg[CO3].
Группа арагонита (ромб, с.): арагонит Са[СО3], стронцианит Sr[CO3], витерит Ва[СО3], церуссит РЬ[СО3].
Группа фатерита: фатерит Са[СОз] (гекс. с.).
Сложные
Группа доломита (триг. с.): доломит CaMg[CO3]2, анкерит CaFe[CO3]2.
С добавочными анионами
Группа малахита: малахит Си2[СО3](ОН)2 (мон. с.), азурит Сн3[СО3]2(ОН)2 (мон. с.), аурихальцит Zn3Cu2[CO3]2(ОН)6 (ромб, с.), гидроцинкит Zn5[CO3]2(OH)6 (мои. с.).
Группа бастнезита (гекс, с.): бастнезитСе[СО3] (F, ОН), паризит СаСе2[СО3]3(F, ОН)2.
Группа давсонита: давсонит NaAl[CO3](OH)3 (мон. с.).
Водные
Группа соды: термонатрит Na2[CO3]H2O (ромб, с.), трона Na3H[CO3]2-2H2O (мон. с.), сода Na2[C€)3]-10Н2О (мон. с.).
Группа гидроталь кита: гидроталькит Mg6Al2[CO3](OH) ie-4H2O (триг. с.).
Группа карбонатов урана: целлерит Cu(UO2)(CO3]2-5H2O (ромб, с.), андерсонит Na2Ca(UO2)[CO3]3-6H2O (триг. с.) и др.
Карбонаты островной структуры
Простые
КАЛЬЦИТ Са[СО3]. Обычны примеси Mg2+, Mn2+, Fe2+, иногда Pb2+, TR3+, [SO4]2~ и др. Кристаллическая структура кальцита выводится из структуры NaCl, деформированной (сжатой) вдоль оси С (рис. 122). Позиции Na+ в ней заняты ионами Са2+, а СП — анионами [СО3]2-, которые располагаются параллельно друг к другу в плоскости {0001}. Ионы Са2+ находятся в октаэдрической координации ионов кислорода, принадлехсащих вершинам треугольного аниона [СО3]2-.
Сингония тригональная. Кристаллы разнообразны, в основном ромбоэдры и скаленоэдры (рис. 123), иногда сдвойникованные. Агрегаты зернистые (мрамор), землистые (мел), часто представляют собой натечные формы в виде сталактитов и сталагмитов.
208
Цвет белый, наблюдаются также светлые оттенки разных цветов..
Иногда прозрачен. Спайность совершенная по ромбоэдру {1011}. Твердость 3. Плотность 2,7. Бурно реагирует даже с разбавленной соляной кислотой.
Разновидности. Прозрачные бесцветные кристаллы кальцита получили название и с л а н д с ко го шпата, или оптического кальцита. Для него характерно сильное	ф
двойное светопреломление (см.
рис. 41).	/ п\
Происхождение. Широко распро-	/ |1 \
странен в природе в виде известняков,	/	11 \
мела и мрамора. Известняки являют-	/
ся химическими или биогенными мор-	/
скими осадками. Мрамор — перекрис-	W \
таллизованный известняк, образуется	4 Г / \ О
при региональном или контактовом	\	/[ V /
метаморфизме. Кальцит входит в сое-	\ / | Y
тав карбонатитов в качестве главного	\ / jX /\
породообразующего минерала; ветре-	AcjyX \
чается как низкотемпературный гидро-	у\ 1/\ ХА
термальный минерал в рудных жилах s'\ X и скарнах. Он образуется в карсто- S' \sr\\ тхХ. вых пещерах, а также .в корах ,вывет-
ривания.	,	\>^х тЮс /А^Х-Хл
Месторождения. В СССР: в Гру- xjx~~
зии, Армении, Средней Азии, на Ура- X. X. \s' ле — месторождения мраморов, по	^хАА { / s'
р. Нижняя Тунгуска — исландский
шпат, гидротермальный в связи с	'^^s
траппами. За рубежом: Италия —
мрамор; Исландия — исландский W 9 С @ 0 шпат в пустотах базальтов.
Применение. Известняки употреб- РиС- 122, СтРУктУРа кальцита ляются в строительном деле, химиче-
ской (.известь, цемент, стекло, получение соды) и металлургической (флюс) промышленности. Месторождения их многочисленны. Мрамор — ценный облицовочный материал. Исландский шпат используется в оптических приборах (поляризационные микроскопы и др.).
МАГНЕЗИТ Mg[CO3]. Иногда примеси Fe2+. Кристаллическая структура подобна структуре кальцита.
Сингония тригональная. Встречается в виде кристаллически-зер-нистых агрегатов и фарфоровидных плотных скрытокристаллических масс.
Цвет белый. Твердость 4—4,5. Плотность 3. В НС1 разлагается только при нагревании в виде порошка.
Происхождение. Метасоматическим путем — при замещении известняков растворами, содержащими магний (при этом предполагается, что магний выщелачивается из доломитовых толщ); при гидротермальной переработке богатых магнием ультраосновщых пород и при вывет
ривании.
Месторождения. В СССР: Саткииское, к юго-западу от Златоуста (Урал), Савинское в Иркутской области. За рубежом: в Китае, Австрии и Канаде.
Применение. Магнезит употребляется для изготовления огнеупорных кирпичей.
209
СИДЕРИТ Fe[CO3] (Fe 48,2%). Часто содержит примеси Мп и Mg. Кристаллическая структура аналогична структуре кальцита.
Сингония тригональная. Агрегаты зернистые, землистые, плотные, иногда в шаровидных конкрециях (сферосидерит).
Цвет буровато-желтый, бурый. Спайность совершенная по ромбоэдру {1010}. Твердость 3,5—4,5. Плотность 4. В НС1 разлагается сравнительно легко, капля НС1 при этом желтеет от образования FeCl3.
Рис. 123. Скаленоэдры кристаллов кальцита, сдвойникованные по {0001}.
Приморский край. Нат. вел.
Происхождение. Гидротермальное — встречается в полиметаллических месторождениях как жильный минерал. При замещении известняков образует метасоматические залежи. Может быть осадочног© происхождения (оолитовое строение), а также метаморфического — при метаморфизме осадочных месторождений железа. В зоне окисления легко разлагается и переходит в гидраты окислов железа, образуя железные шляпы.
Месторождения. На Южном Урале находится крупнейшее в СССР Бакальское месторождение сидерита, образовавшееся гидротермальным путем при замещении доломитов. За рубежом: в Австрии, Испании и других странах.
Применение. Сидерит — важная руда на железо.
РОДОХРОЗИТ Мп[СО3] (Мп 47,7%). Кристаллическая структура подобна структуре кальцита.
Сингония тригональная. Агрегаты зернистые сплошные, гроздьевид-ные.	•
210
Цвет розовый, при выветривании буреет. Твердость 3,5—4. Плотность 3,6. В НС1 разлагается медленно, при нагревании — бурно.
Происхождение. Гидротермальное — в рудных жилах (Джидин-ское месторождение в Бурятской АССР), чаще осадочное — в месторождениях марганца (Чпатура в Грузии).
Применение. Входнт в состав марганцевых руд.
СМИТСОНИТ Zn[CO3] (Zn 52%). Структура типа структуры кальцита.
Сингония тригональная. Встречается обычно в натечных формах, в виде корок и почковидных агрегатов.
Цвет белый с зеленоватым или голубоватым оттенком от примеси меди. Твердость 4—4,5. Плотность 4,3. В НС1 легко разлагается.
Происхождение. Экзогенное — типичный минерал зоны окисления полиметаллических сульфидных месторождений. Образуется за счет сфалерита, часто вместе с церусситом, каламином, лимонитом.
Рис;. 124. Ветвистые агрегаты арагонита. Бакальское месторождение (Урал)
Месторождения. В СССР известен в полиметаллических месторождениях хр. Каратау (Южный Казахстан), на рудниках Кличкинской группы (Читинская обл.) и в Дальнегорском месторождении (Приморье).
Применение. Смитсонит является рудой на цинк.
АРАГОНИТ Са[СО3], часто содержит примеси Sr2+, Pb2+, [SCU]2-. Кристаллическая структура в отличие от структуры кальцита имеет цепочечный мотив: треугольные анионы [СО3]2~ располагаются друг над другом, образуя, как и ионы Са2+ (К.Ч.=9), колонки, вытянутые вдоль оси С.
Сингония ромбическая. Кристаллы призматические, игольчатые;, агрегаты шестоватые, радиально-лучистые. Характерны натечные формы, оолиты («гороховый камень», см. рис. 36), ветвистые формы («железные цветы», рис. 124).
Цвет белый. Блеск стеклянный. Спайность средняя по удлинению. Твердость 4,5. Плотность 2,9. В НС1 разлагается бурно, так же как и кальцит.
Происхождение. Образуется в отложениях горячих источников и в миндалинах эффузивных пород. В основном экзогенного происхождения, слагает органогенные известняки и образуется в карстовых пе
211
щерах, в коре выветривания горных пород и в зоне окисления рудных месторождений.
ЦЕРУССИТ РЬ[СОз] (РЬ 77,5%). Структура типа структуры арагонита.
Сингония ромбическая. Кристаллы таблитчатые, игольчатые, шес-товатые (рис. 125). Агрегаты преимущественно сплошные, зернистые, часты натечные формы, встречаются сетчатые волокнистые агрегаты. Очень хрупок.
Бесцветный, белый или серый. Блеск алмазный. Твердость 3—3,5. Характерна высокая плотность — 6,5. В HNO3 растворяется с шипением.
Происхождение. Типичный минерал зоны окисления свинцово-цинковых месторождений, образуется за счет галенита и англезита.
Месторождения. Встречается в полиметаллических месторождениях хр. Каратау (Ачисайское), Рудного Алтая (Змеиногорское), Читинской области (Кадаинское) и др.
Применение. При значительном развитии зоны окисления является рудой на свинец.
Сложные'
ДОЛОМИТ CaMgfCOsJz- Часто содержит примеси Fe2+. Кристаллическая структура подобна структуре кальцита с упорядоченным расположением ионов Са2+ и Mg2+.
Рис. 125. Агрегат шестоватых кристаллов церуссита. Ачисайское месторождение (Казахстан)
Сингония тригональная. Обычен в виде кристаллически-зернистых агрегатов. Образует также пористые и землистые массы.
Цвет белый, светло-бурый. Твердость 3,5—4. Плотность 2,9. С соляной кислотой реагирует слабо.
212
Происхождение. В основном осадочное, возможно также за счет преобразования известняков под влиянием магнезиальных растворов. Гидротермальное — в рудных жилах.
Месторождения. Широко распространен в массивах палеозойских пород на Урале, в Донбассе, Подмосковье, Поволжье, Средней Азии, Сибири.
Применение. Доломит используется в производстве цемента и •огнеупорных кирпичей и как флюс в металлургии.
С добавочными анионами
МАЛАХИТ Си2[СО3](ОН)2 (Си 57,4%), иногда с примесью Zrr+. В кристаллической структуре малахита ионы Си2+ находятся в искаженной октаэдрической (псевдоквадратной) координации ионов (ОН)2-
Рис. 126. Структура малахита в шариковой (а) и .полиэдрической (б) моделях
я О2-, образуя полиэдры двух типов, которые, соединяясь между собой •общими ребрами и анионами |СОз]2-, создают извилистые цепочки вдоль оси а (рис. 126).
Сингония моноклинная. Встречается в натечных формах, почковидных образованиях, имеющих коннентрически-зональное строение (рис. 127), землистых массах и налетах. Иногда образует волокнистые радиально-лучистые агрегаты с, характерным шелковистым блеском. .Землистый малахит носит название медной зелени.
Цвет зеленый, черта бледно-зеленая. Блеск стеклянный, шелковистый. Спайность совершенная. Твердость 3,5. Плотность 4. Легко разлагается в НС1.
Происхождение. Образуется в зоне окисления медных и других месторождений, содержащих в первичных рудах сульфиды меди вместе с азуритом, хризоколлой, самородной медью, купритом, лимонитом, гипсом и др.
Месторождения. Лучшие образцы малахита были добыты на Гу-мешевском и Медноруднянском месторождениях (район Нижнего Тагила). За рубежом: в Республике Заир.
Применение. Натечные скопления малахита употребляются как ценный поделочный материал. Вместе с другими минералами зоны
213
окисления идет в плавку и служит рудой на медь. Используется для изготовления зеленой краски. Ярко-зеленые примазки и корочки малахита являются важным поисковым признаком медных руд.
АЗУРИТ Сиз[СОз]2(ОН)2 (Си 55,2%). В кристаллической структуре азурита ионы Си2+ одного типа находятся в четверной (прямоугольник), а вдвое большее число ионов Си2+ другого типа — в пятерной (тетрагональная пирамида) координации и образуют непрерывные цепочки вдоль оси в, связываясь между собой анионами [СО3]2-.
Рис. 127. Концентрическп-зональное строение сферолитовых агрегатов малахита. Полированный образец (Урал)
*
•
Сингония моноклинная. Кристаллы мелкие, столбчатые или таблитчатые. Обычно образует мелкокристаллические корочки и друзы. Встречается в виде налетов и землистых масс — медная синь.
Цвет темно-синий, в землистых массах голубой. Черта голубая. Блеск стеклянный. Твердость 3,5—4. Плотность 3,8. В кислотах растворяется с шипением.
Происхождение и спутники те же, что и у малахита. Встречается реже малахита. Является поисковым признаком на медь. Употребляется для изготовления синей краски.
НИТРАТЫ
Нитраты — соли азотной кислоты. Минералы этого малочисленного класса редки. Наиболее распространены только селитры — натриевая и калиевая. Нитраты встречаются в виде выцветов почв, налетов, корочек. Так как они легко растворимы в воде, то находятся обычно в засушливых, жарких местах.
Происхождение нитратов в основном биогенное: образуются за счет гниения органических остатков при участии нитробактерий.
Натриевая (чилийская) селитра Na[NOs]. Структура подобна структуре кальцита.
214
Сингония тригональная. Встречается в виде корочек, а также в сплошных зернистых и рыхлых массах.
Цвет белый, от примесей серый, желтый, красновато-коричневый. Спайность совершенная по ромбоэдру (кристаллы похожи на кальцит). Растворима в воде. Вкус солоноватый. Твердость 1,5—2. Плотность 2,25. Дает вспышку при нагревании, с порошком угля, но более слабую, чем калийная селитра.
Месторождения. Мировое значение имеют месторождения натриевой селитры в Чили (запасы около 200 млн. т). Происхождение биогенное, осадочное, однако не вполне ясное. Установлено, что при образовании селитры главнейшими являются физико-географические факторы. Характерно содержание йода, который попутно добывается в большом количестве.
Применение. Натриевая селитра употребляется как лучшее минеральное удобрение, в пищевой промышленности, для получения азотной кислоты и изготовления взрывчатых веществ.
.СУЛЬФАТЫ
Минералы этого класса представляют собой соли серной кислоты, в состав которых входят щелочные (Na, К) и щелочноземельные (Mg, Са, Sr, Ва) металлы, а также Pb, Си, Fe, А1. Значительная часть сульфатов — основные и водные соли.
В тетраэдрическом анибне [SO4]2’ сера находится в высшей степени окисления. Для сульфатов характерен существенно ионный тип химической связи. В основных и водных сульфатах велика роль водородных связей. Йзовалентные и гетеровалентные замещения имеют ограниченный характер. Совершенный изоморфизм установлен только между баритом Bai[SO4J~H целестином Sr[S()J. В барите, кроме того,_Ва2+ нередко замещается ионами РЬ2+ и Ra2+. В ангидрите часто присутствует примесь TR3+ и Мп2+. Широкие замещения между катионами раз-"виты в водных сульфатах Fe, Си, Zn.
Основным структурным элементом сульфатов служит изолированный анион [SO4]2-, поэтому все сульфаты относятся к одному структурному типу. По особенностям состава среди сульфатов выделяются простые безводные, сложные с дополнительными анионами и водные, отличающиеся также структурным мотивом.
Координационный мотив расположения анионов и катионов характерен для простых сульфатов со слабым проявлением .анизодесмичнос-ти связей между катионами и анионами. Поэтому простые сульфаты •часто имеют таблитчатый и уплощенно-удлиненный облик и совершенную спайность.
Слоистый мотив особенно ярко выражен в основных и некоторых водных сульфатах с водородными связями, которые образуют тонкочешуйчатые агрегаты, например ярозит, или таблитчатые кристаллы (гипс) с весьма совершенной спайностью в одном направление Хуль-фаты характеризуются умеренной и низкой твердостью.
Большинство сульфатов бесцветно. Яркая окраска некоторых из них связана в основном с хромофорными ионами Cu2+, Fe3+, Fe2+; ^•с радиационными центрами, например в ангидрите, целестине и барите, или является аллохроматической (например, красная окраска ба- рита связана с тонкими чешуйками гематита). Сульфаты щелочных металлов и водные сульфаты легко растворимы в воде и имеют специфический солоноватый, горько-соленый или вяжущий вкус.
215
Происхождение сульфатов связано как с экзогенным, так и с эндогенным минералообразованием. В гидротермальных условиях образуется барит, часто вместе с сульфидными 'жилами, реже целестин и ангидрит, а' также алунит. С процессами осадконакопления в замкнутых морских бассейнах связанообразование залежей гипса, ангидрита, простых и водных сульфатов щелочных металлов и магния; к карбонатным породам приурочены также скопления барита и целестина. Крупные стратиформные барит-полиметаллические месторождения формируются в условиях подводного осаждения на дне морских бассейнов из концентрированных горячих растворов, связанных с подводным вулканизмом.
В процессе окисления сульфидных месторождений образуются водные сульфаты Pb, Си, Fe и других металлов, а также гипс. С дегидратацией гипсовых пластов связано образование ангидрита в метаморфических породах.
„Многие сульфаты служат сырьем химической промышленности для получения металлов Ba, Sr, Al, Mg и др., некоторые из них используются в строительном деле (гипс), в качестве утяжелителей (барит) и т. д.
СИСТЕМАТИКА
Сульфаты островной структуры
Простые
Группа тенардита: тенардит Ma2[SO4] (ромб. с.).
Группа ангидрита: ангидрит Ca[SO4] (ромб. с.).
Группа барита (ромб, с.): целестин Sr[SO4], барит BaJSOJ, англезит Pb[SO4],
Сложные
Группа лангбейнита: лангбейнит K2Mg2[SO4]3 (куб. с.).
Группа глауберита: глауберит Na2Ca[SO4]2 (мон. с.), вантгоффит Na6Mg[SO4]4 (мон. с.), глазерит K2Na[SO4]3 (триг. с.).
С добавочными анионами
Группа брошантита: брошантит Cu4[SO4](OH)6 (ромб, с.), антлерит Cu3[SO4](OH)6 (мон. с.).
Группа алунита (триг. с.): алунит KAl3[SO4]2(OH)e; ярозит KFe33+[SO4]2(OH)6.
Группа беркеита: беркеит Na8[SO4]2 [СО3] (ромб. с.).
Водные
Группа гипса-, гипс Ca[SO4]-2H2O (мон. с.).
Группа мирабилита, мирабилит Na2[SO4]- 10Н2О (мон. с.).
216
Группа кизерита: кизерит Mg[SO4]-H2O (мон. с.), петагидрит Mg[SO4]-5H2O (триг. с.), гексагидрит Mg[SO4]-6H2O (мон. с.).
Группа халькантита: халькантит Cu[SO4] -5Н2О (трикл. л.), бутит Cu[SO4]-7H2O (мон. с.), мелантерит Fe[SO4]-7H2O (мон. с.), госларит ZnJSOJ-7Н2О (мон. с), эпсомит Mg[SO4]-7H2O (ромб с)
Группа астраханита (мон. с.): астраханит Na2Mg[SO4] • 10Н2О (мон. с.), левеит Na2Mg[SO4]2-2H2O, леонит K2Mg[SO4]-4H2O, тенит K2Mg[SO4]3-6H2O.
Группа полигалита: полигалит K2Ca2Mg[SO4]4-2H2O (трикл. с.), гергейит К2Са5[5О4]б-Н2О (мон. с.), сингенит K2Ca[SO4]-H2O (мон. с.).
Группа квасцов: квасцы KAi[SO4]2-12Н2О (куб. с.).
Группа каинита: каинит KA4g[SO4]Ci-3H2O (мон. с.).
Сульфаты островной структуры
Простые
ТЕНАРДИТ Na2[SO4] (Na2O 56,3%; SO3 43,7%). В кристаллической структуре ионы Na+ находятся в октаэдрическом окружении ионов кислорода, принадлежащих соседним анионам [SO4]2-.
Сингония ромбическая. Встречается в виде кристаллических агрегатов, корочек и выцветов. Гигроскопичен; поглощает влагу из воздуха, покрывается белым и «орошковатым налетом водных сульфатов и рассыпается. Спайность несовершенная. Твердость 2—3. Плотность 2,7. Бесцветный. Солоноват на вкус.
Происхождение. Хемогенное. Образуется вместе с другими воднорастворимыми сульфатами в озерах и лагунах морских бассейнов, а также при дегидратации мирабилита.
Месторождения. В СССР: в Туркмении (Кара-Богаз-Гол), в Западной Сибири (озера Барабинской и Кулундинской степей). За рубежом: в Чили (в месторождениях селитры); в США (борные и содовые •озера штатов Невада и Калифорния).
Применение. В химической промышленности используется как основное сырье при производстве соды.
АНГИДРИТ Ca[SO4], иногда содержит изоморфные примеси Мп, Mg, Sr, Ba, TR. В кристаллической структуре ион Са2+ находится в окружении восьми ионов кислорода, принадлежащих соседним шести ионам [SO4]2- (рис. 128).
Сингония ромбическая. Кристаллы толстостолбчатые, близкие к изометрическим. Агрегаты сплошные, мелкозернистые.
Цвет белый, серый, голубоватый. Черта белая. Блеск стеклянный, иногда слабо перламутровый на плоскостях совершенной спайности. Твердость 3.5. Плотность 3,0.
Происхождение. Ангидрит — важный минерал осадочных пород, встречающийся вместе с гипсом и галитом. Он выпадает в осадок из морской воды при температуре выше 42°. При более низкой температуре отлагается гипс Ca[SO4]-2H2O. В случае значительной концентрации солей (NaCl и особенно MgCl2) ангидрит может отлагаться и при более низких температурах (20—30°).
При нормальном давлении в присутствии воды ангидрит переходит в гипс с большим увеличением объема (на 30%). Глубина залегания, на которой возможен такой переход, учитывая давление вышеле
217
жащих пород, не превышает 100—150 м. Ангидрит образуется также при дегидратации гипса в процессах метаморфизма.
Месторождения ангидрита связаны с месторождениями солей морского происхождения. В СССР: на Украине (Артемовское). За рубежом: в ГДР и ФРГ (Страссфуртское) и в Индии (провинция Пенджаб) .
Применение. Используется в производстве цемента.
@ Са • S @ О
Рис. 128. Структура ангидрита в шариковой (о) и полиэдрической (б) моделях
ЦЕЛЕСТИН Sr[SO4] (SrO 56,4%). Часто содержит Ва. В кристаллической структуре целестина в отличие от структуры ангидрита крупные ионы Sr2+ находятся в окружении 12 атомов кислорода, принадлежащих семи анионам [SOJ2-, из них десять располагаются по ребрам пяти тетраэдров, а два — в вершинах остальных двух тетраэдров.	.
Сингония ромбическая. Кристаллы таблитчатые, призматические (рис. 129), пирамидальные, иногда сильно вытянутые. Агрегаты шес-товатые, зернистые, плотные, нередко в друзах, в секрециях.
Рис. 129. Кристалл целестина
Рис. 130. Кристаллы барита
Цвет небесно-голубой, голубовато-белый, серый, часто прозрачен. Спайность совершенная по {001}. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности до перламутрового. Твердость 3—3,5. Плотность 4. После прокаливания и смачивания окрашивает пламя в карминово-красный цвет (реакция на стронций).
Происхождение. В основном осадочное, в парагенезисе с гипсом, кальцитом, баритом, самородной серой. Возможно низкотемпературное гидротермальное.
218
Месторождения. В СССР: в Средней Азии (Ляккан в Ферганской долине), на Мангышлаке, в Поволжье, Архангельской области и др. За рубежом: в Италии (о. Сицилия), в ФРГ, Англии и США.
Применение. Целестин — основное сырье для получения стронция и стронциевых солей, использующихся в сахарной промышленности и пиротехнике.
БАРИТ (тяжелый шпат) Ba[SO4] (ВаО 65,7%) (греч. «барос» — вес). Обычно содержит Sr, иногда Pb, Ra и др. Кристаллическая структура подобна структуре целестина.
Сингония ромбическая. Кристаллы таблитчатые (рис. 130), агрегаты зернистые, плотные, листоватые, встречаются также в друзах.
Бесцветный, иногда водяно-прозрачный, чаще белый, серый, нередко окрашен примесями в красный, синеватый, бурый и другие цвета. Черта белая. Спайность совершенная по {001}, в двух других направлениях менее совершенная. Блеск стеклянный, иногда перламутровый. Твердость 3—3,5. Плотность 4,5.
Происхождение. Гидротермальное — встречается в рудных жилах с галенитом, сфалеритом, пиритом, киноварью, флюоритом, часто образует самостоятельные баритовые жилы. Барит экзогенного происхождения образуется в зоне железной шляпы за счет реакций растворимых •солей бария с сульфатами других металлов или с H2SO4.
Месторождения. В Кутаисском районе в Грузии, в Туркмении •(Копетдаг), на Урале; попутно добывается на полиметаллических месторождениях Алтая и Казахстана.
Применение. Употребляется в промышленности в чистом виде и в виде препаратов бария. Применяется при бурении скважин в качестве утяжелителя глинистых растворов, в лакокрасочной промышленности (литопон), как утяжелитель при производстве обоев, клеенки, линолеума. Соли бария употребляются для борьбы с вредителями •сельского хозяйства и в медицине, а также в радиационной защите (баритовая штукатурка).
АНГЛЕЗИТ Pb[SO4] (Pb 68,3%). Кристаллическая структура подобна структуре целестина.
Сингония ромбическая. Образует мелкие тонкотаблитчатые, вытянутые кристаллы, а также зернистые плотные массы.
Бесцветный или белый. Блеск алмазный. Твердость 2,5—3. Плотность 6,3.
Происхождение. В зоне окисления свинцовых месторождений в ассоциации с галенитом, церусситом и другими вторичными минералами свинца. Известен на некоторых полиметаллических месторождениях Забайкалья и Казахстана.
Применение. Входит в состав окисленных руд свинца.
С добавочными анионами
АЛУНИТ KA13[SO4]2(OH)6 (К2о 11,4%; А12О3 37,0%; SO3 38,6%). Иногда содержит изоморфную примесь Na. В кристаллической структуре ионы А1 находятся в октаэдрическом окружении четырех групп (ОН)- и двух ионов кислорода. Крупные катионы К+ имеют К.Ч.= 12, т. е. 6О22-+6(ОН)_ и образуют слои с анионами [SO4]2-. Слоистый мотив обусловлен чередованием этих слоев со слоями, сложенными А1О2 (ОН) 4-октаэдрами.
Сингония тригональная. Наблюдается в плотных, землистых и сплошных массах, часто с брекчиевой текстурой.
219
Цвет белый, сероватый, желтоватый, красноватый. Твердость 3,5—4. Плотность 2,8.
Происхождение. Гидротермальное, в связи с вулканической деятельностью — образуется при переработке сернокислыми растворами, эффузивных пород, богатых щелочами. Вместе с этим процессом (алунитизацией) происходит каолинизация и окремнение пород.
Месторождения. В СССР: Загликское (Азербайджан). За рубежом: Фаншан и Тайху (Чжэцзян, Китай), Толфа и Чивитавеккья (Италия) и др.
Применение. Алунитовые породы используются для производства квасцов и как руды на алюминий.
ЯРОЗИТ KFe33+[SO4]2(OH)6. Иногда содержит изоморфную примесь Na, Pb и др. Структура типа структуры алунита.
Сингония тригональная. Наблюдается в виде сплошных зернистых или землистых масс, также в конкрециях охряно-желтого или бурожелтого цвета. Черта желтая, искрящаяся. Блеск шелковистый, спайность совершенная по {0001}. Твердость 2,5—3,5. Плотность 3,2.
Происхождение. Образуется в зоне окисления при разрушении сернистых соединений железа, в основном пирита.
Месторождения. В СССР известен в виде конкреций и желваков: в зоне окисления золоторудного месторождения Майкаин в Северном Казахстане.
Применение. Используется как сырье для получения тонкого полировального порошка.
Водные
ГИПС CafSOj-21120. В кристаллической структуре гипса ионы кальция, образующие восьмивершинные координационные полиэдры,, имеют общие ребра друг с другом и с тетраэдрами [SO4]2-, окружены также ионами кислорода, принадлежащими молекулам воды. Слоистый мотив обусловлен чередованием двойных слоев, сложенных ионами Са2+ и [SOJ2- со слоями, состоящими из молекул Н2О (рис. 131).
Сингония моноклинная. Кристаллы толсто- и тоикотаблитчатые, иногда очень крупные; характерны двойники — «ласточкин хвост» (см. рис. 32). Агрегаты плотные, зернистые, листоватые, волокнистые.
Цвет белый, часто прозрачен, также серый и розовый от примесей.. Черта белая. Блеск стеклянный, у волокнистых разностей — шелковистый. Спайность весьма совершенная по {010}. По спайности можно отщеплять тонкие листочки. Твердость 2. Плотность 2,3.
Разновидности. Плотный волокнистый гипс с характерным шелковистым блеском называется селенитом.
Происхождение. По происхождению и нахождению в природе гипс тесно связан с ангидритом. Это типичный морской химический осадок. Среди осадочньдх пород образует пласты, часто ассоциируется с ангидритом, галитом, самородной серой, иногда нефтью, может возникать при гидратации ангидрита, а также в зоне выветривания сульфидных минералов и самородной серы с образованием плотных или рыхлых масс, обычно загрязненных глинистыми и другими примесями, — так называемые гипсовые шляпы. Как и ангидрит, гипс встречается в продуктах фумарольной деятельности.
Месторождения. В СССР: в Архангельской, Вологодской и Владимирской областях, в Западном Приуралье, Башкирии и Татарской АССР (пермского возраста); в Иркутской области, на Северном Кав
220
казе, в Дагестане и Средней Азии (юрского возраста). За рубежом: в США, Канаде, Италии, ФРГ, ГДР и Франции.
Применение. Гипс употребляется в сыром и обожженном виде. При нагревании до 120—140° переходит в полупидрат CaSO4-I/2H2O (полуобожженный гипс или алебастр), при более высоких температурах получается обожженный гипс (строительный гипс). Обожженный гипс применяется для лепных работ, в архитектуре, для штукатурки»
•S ©0	• Н % Са
• Рис. 131. Структура гипса в проекции на {010}:
а — слой из ионов Са2+ и [SO4]2~,
б — слой из молекул Н2О
в медицине, в цементной и бумажной промышленности. Сырой гипс используется при производстве портландцемента, для ваяния статуй и в сельском хозяйстве. Волокнистый гипс — селенит (особенно из района Кунгура на Урале) — широко применяется для поделок.
Краткие сведения о некоторых водно-растворимых сульфатах Na» Mg, Fe и Си приведены в табл. 6.
221
222
Таблица 6
Краткая характеристика некоторых водно-растворимых сульфатов
Минерал	Формула	Сингония	Внешний облик	Цвет	Спайность	Твердость	Плотность	Вкус
Мирабилит (глауберова соль)	NaJSOJ • ЮНО	мон.	выцветы (и солеподобные массы	бесцветный, белый	совершенная по {100}	1,5-2	1,49	к горько-соленый
Астраханит (бледит)	Na2Mg [SO4] • 4Н2О	МОН.	зернистые, плотные массы, параллельно-шестоватые агрегаты	бесцветный, серый, желтоватый	нет	3—3,5	2,27	слабый горько-соленый
Эпсомит	Mg [SO,] • 7Н2О	ромб.	игольчатые, а волокнистые кристаллы и агрегаты	бесцветный, белый	совершенная по {010}, средняя по {101}	2,5	1,70	вяжущий горький, солоноватый
Халькантит	Си [SOJ • 5Н,0	трикл.	натеки, корочки, параллельно-шестоватые агрегаты	яркий голубой	совершенная по {НО}	2,5	2,28	неприятный, металлический, вяжущей
Мелантерит	Fe [SO,]  7ГЕО	мон.	натеки, корочки, порошко-ватые и параллельно-шестоватые агрегаты	бутылочнозеленый	совершенная по {001}	2,5	1,9	метг ллический, вя-жущий
Госларит	Zn [SO,] • 7Н2О	мон.	корки и почковидные натеки	бесцветный, сероватобелый	совершенная по {010}	2,5	1,98	вяжущий, неприятный
ФОСФАТЫ, АРСЕНАТЫ И ВАНАДАТЫ
В этом обширном классе (более^ЗШПминеральных видов) объединены минералы, представляющие собой в основном соли фосфорной мышьяковой .и, в меньшей степени, ванадиевой кислот. Преобладающими видообразующими катионами' в минералах этого класса служат ионы Са2+, Fe2+, (иОг)2+, Cu2+, А ГД а также некоторые щелочные металлы. .
В фосфатах и их аналогах анионные радикалы представлены главным образом тетраэдрическими кислородными комплексами [POJ3-. [AsO4]3- и [VO4]3-. Полимеризация анионных радикалов характерна только для очень* редких ванадатов. Радикалы [¥гО8] обнаружены, например, в урановых слюдках. У многих минералов этого класса роль дополнительных анионов играют также группы (ОН)-, ионы F-, С1-, О2-, реже [СО;;]2-, [SO412- и др. Около половины всех представителей класса содержат кристаллизационную воду. Для всех рассматриваемых минералов класса характерны ковалентная связь в пределах анионных комплексов и анионная — между анионами и катионами. В гидроксилсоДержащих и водных фосфатах и их аналогах значительна роль водородных связей.
Для многих фосфатов и их аналогов характерна изо- и гетерова-лентные изоморфные замещения -как в катионной, так и в анионной дьасти. Ионы Са2+ в апатите и»других фосфатах часто замещаются ионами Sr2^ и TR3+; ионы Fe2'1' ионами Мп2+, Со2+ в эритрине может заме-' щаться Ni2+. Широкие изоморфные замещения установлены во многих, •минералах между дополнительными анионами ОН-, Cl-, F-, О2-. Изоморфизм между анионами [РО4р- и [AsO4]3- ограничен, но нередко радикал [РО4]3- замещается анионами [SiO4]4-, [SO4]2- и даже [СО3]?_,. например в апатите.
В фосфатах и их аналогах комплексные анионы представлены островными группами, связанными катионами. Поэтому все они относятся к одному — островному — типу структуры. В соответствии с особенностями пространственного расположения катионов и дополнительных анионов, а также молекул воды фосфаты и их аналоги характеризуются координационным, цепочечным, слоистым и каркасным структурными мотивами. Для минералов с координационным и каркасным мотивами обычен изометрический облик кристаллов. Минералы, цепочечного мотива, как правило, имеют удлиненно-призматический габитус. Водные фосфаты и их аналоги со слоистым структурным мотивом имеют листовато-уплощенный .или таблитчатый габитус кристаллов либо чешуйчато-пластинчатые агрегаты.
Простые по составу и безводные фосфаты и их аналоги с координационным и цепочечным мотивами отличаются от водных со слоистым мотивом более высокой твердостью.
С содержанием ионов-хромофоров связана различная окраска фосфатов и их аналогов. Многим фосфатам и их аналогам свойственна люминесценция.
Гипогенное минералообразование характерно для значительной, части фосфатов. С магматическими процессами связано их образование, преимущественно в виде акцессорных минералов в изверженных породах. Фосфаты характерны также для пегматитов, скарнов, грейзеноа и гидротермальных жил. В гипергенных условиях образуется значительная часть фосфатов, а также все арсенаты и ванадаты. Крупные
223
•скопления фосфатов связаны с осадочным процессом (фосфориты). Многие редкие фосфаты* содержащие редкоземельные и радиоактивные элементы, накапливаются в речных и прибрежных морских россыпях. Ур а «содержащие фосфаты и их аналоги, образующиеся в гипергепных условиях, служат источником ралпоактивног-о сырья. Ванадаты являются также рудными минералами на ванадий. Яркая окраска некоторых фосфатов и их аналогов, содержащих хромофорные элементы (урановые слюдки, эритрин, аннабергит и др.), используются в качестве поискового признака на руды U, Со, Ni и др.
СИСТЕМАТИКА
Фосфаты, арсенаты и ванадаты островной структуры
Простые
Группа гетерозита: гетерозит (Мп, Fe) РО4 (ромб. с.).
Группа ксенотима: ксенотим (Y, La...)[PO4] (тетр. с.).
Группа монацита: монацит (Се, La...)[POJ (мон. с.).
Сложные
Группа трифилина: трифилин Li (Мп, Fe)[PO4] (ромб. с.).
С добавочными анионами
Группа апатита: апатит Ca5[PO4]3(F, Cl, ОН, О) (гекс. с.).
Группа пироморфита (гекс, с.): пироморфит PbsfPOJsCl; миметезит Pb5[AsO4]3Cl; ванадинит Pbs[VO4]3Cl.
Группа амблигонита (триг. с.): амблигонит LiAl[PO4]F, монтебразит LiAl[PO4](OH).
Группа псевдо малахит а: псевдомалахит Си5[РО4]2(ОН)б (мон. с.), либетенит Сиа[РО4] (ОН) (ромб, с.), оливенит Cuz[AsO4] (ОН) (ромб, с.), адамин Zn2[AsO4](OH) (ромб, с.), триплит (Мп, FeMPOJF (мон. •с.).
Группа лазулита: лазулит (Mg, Fe) А12[РО4]2(ОН)2 (мон. с.).
Группа гердерита: гердерит СаВе[РО4](ОН, F) (мон. с.).
Водные
Группа чёртита: чертит У[РО4]-2НгО (мон. с.).
Группа вивианита (мон. с.): вивианит Ре3[РО4]2-8НгО; эритрин •Co3[AsO4]2-8H2O, аннабергит Ni3[AsO4]2-8H2O.
Семейство урановых слюдок: торбернит Си(НОгМРО^г- 12НгО (тетр, с.); отунит Ca(UO2)2[PO4j2-8H2O (тетр, с.); цейнерит Cu(UO2)2[AsO4]2-8H2O (тетр, с.); карнотит КгОЗОгЬЁУгОв]-ЗНгО (мон. с.); тюямунит Са(СОгЫУгОв]-8Н2О (ромб. с.).
Группа скородита (ромб, с.): скородит Fe[AsO4] -2^0, варисцит, <А1, Fe)[PO4]-2H2O.
224
Группа бирюзы: бирюза Си(А1, Ре)б[РО4]4(ОН)8-4Н2О (трикл. с.), эосфорит (Мп, Fe), А1[РО4](ОН)г-Н2О (ромб. с.).
Фосфаты и их аналоги островной структуры
Простые
МОНАЦИТ (Се, Ьа...)[РО4]. Содержит ThO2 обычно 5—10%. В кристаллической структуре ионы Се3+ находятся в координации 9(6+3); каждый из них окружен шестью изолированными анионами [РО4]3-, ион Се3+ жестко связан с тремя парами ионов кислорода по ребрам трех тетраэдров [РО4]3-, расположенных в плоскости {100}; менее прочные связи с остальными ионами кислорода, принадлежащими вершинам трех тетраэдров [РО4]3- соседних слоев.
Сингония моноклинная. Кристаллы преимущественно уплощенно-таблитчатые, встречаются в виде одиночных вкрапленников в полевом шпате пегматитовых жил.
Цвет красновато-коричневый, желто-бурый. Блеск стеклянный, жирный. Спайность совершенная по {100}. Твердость 5—5,5. Плотность около 5. Радиоактивен.
Происхождение. Акцессорный минерал в гранитах. В пегматитах одиночные кристаллы достигают нескольких сантиметров в длину, находятся вместе с полевыми шпатами, цирконом, ильменитом, ксенотимом, уранинитом и др. Част в грейзенах, а также в жилах альпийского типа. Встречается в метаморфических породах.
Промышленное значение имеют монацитовые россыпи, образовавшиеся в результате выветривания монацитсодержащих гранитов и гнейсов.
Месторождения. Крупные морские россыпи с монацитом известны в Индии (Траванкор), на о. Шри-Ланка и в Бразилии. Встречается в пегматитах Мадагаскара.
Применение. Монацит — руда на редкие земли и торий.
С добавочными анионами
АПАТИТ Ca5[PO4]s(F, С1, ОН, О). Часто содержит изоморфные примеси Sr2+, TR3+, Y3+, Мп2+. В кристаллической структуре апатита (рис. 132) цепочечный мотив вдоль оси С определяется тем, что Са2+ образуют одинарные и тройные колонки, связанные между собой тетраэдрическими группами [РО4]3'. В тройных колонках ионы кальция (Са I) находятся в искаженной тригонально-призматической координации с. К.Ч.=7 (60+1F), а в одинарных (Са II) — с К.Ч.=9.
Сингония гексагональная. Кристаллы обычно представляют собой комбинации гексагональной призмы и дипирамиды удлиненно-призматического или уплощенно-призматического габитуса (рис. 133). Размер от очень мелких, видимых только под микроскопом, до гигантских массой 50 кг. Характерны также сплошные зернистые сахаровидные массы.
Цвет желто-зеленый, белый, голубой, красновато-бурый, розовый, черный. Черта светлая. Блеск стеклянный. Спайность несовершенная по пинакоиду и призме. Излом неровный. Хрупок. Твердость 5. Плотность 3,2. Сиреневая или розовая люминесценция. При ударе издает запах.
81 /2 А. В. Мидовский, О. В. Кононов
225
Разновидности. В соответствии с составом добавочных анионов выделяется фтор-, хлор-, гидроксил- и оксиапатит.
Разновидность, содержащая группу [СО3]2-, называется карбонат-апатитом, или фосфоритом.
Рис. 132. Структура апатита в проекции на {0001} (а)
и в полиэдрической модели (б)
Происхождение. Магматическое -- встречается в кислых и средних изверженных породах как акцессорный минерал, иногда образует промышленные скопления, в щелочных породах (в нефелиновых сиенитах) совместно с нефелином является одним из главных породообра
Рис. 133. Кристаллы апатита
зующих минералов. Это важнейший промышленный тип месторождений апатита, где он представлен светлыми, желто-зелеными мелкозернистыми массами. Крупные скопления апатита приурочены также к карбонатитам. Встречается в пегматитовых жилах с мусковитом. Типичен для некоторых контактово-метасоматических месторождений, откуда происходят хорошо ограненные крупные кристаллы голубого или голубовато-зеленого цвета в ассоциации с диопсидом, флогопитом, кальцитом, скаполитом, а также образует зернистые диопсид-апатитовые породы. Встречается также в жилах альпийского типа. Фосфориты имеют биохимическое происхождение.
Месторождения. Крупнейшее в мире месторождение апатита — Хибинское. Апатитовые руды генетически связаны с комплексом щелочных пород Хибинского массива нефелиновых сиенитов. В Бурятии известно Ошурковское месторождение. Добывается также вместе с
226
магнетитом из карбонатитовых руд Ковдорского месторождения в Мурманской области. В Прибайкалье апатит встречается в крупных кристаллах в контактово-метасоматическом месторождении Слюдянка. Месторождения фосфорита известны в европейской части СССР (Егорьевское), в Казахстане (Каратау). За рубежом — крупные месторождения фосфоритов в Марокко, Алжире, Тунисе.
Применение. Источник фосфора; основное сырье для получения различных фосфорных удобрений. Попутно получают TR и Sr.
ПИРОМОРФИТ РЬ5[РО4]зС1. Кристаллическая структура подобна структуре апатита.
Сингония гексагональная. Характерны корочки сросшихся между собой кристаллов травяно-зеленого цвета. Кристаллы призматического облика с алмазным блеском. Твердость 3,5—4,0. Спайности нет. Плотность большая — 6,7—7,1.
Происхождение. Пироморфит образуется в зоне окисления свинци-вых месторождений. Ассоциирует с галенитом, англезитом и другими минералами зоны окисления, иногда образует псевдоморфозы по галениту. Известны случаи находок пироморфита в низкотемпературных гидротермальных жилах. Встречается в небольшом количестве в зоне окисления многих месторождений (в Забайкалье, Казахстане и других местах).
Применение. В значительных скоплениях — свинцовая руда.
Водные
ВИВИАНИТ Fe3[PO4]2 • 8Н2О. В кристаллической структуре вивианита (рис. 134) ионы Fe2+ находятся в одиночных РеО2(ОН)4-октаэдрах и спаренных по ребру РеО4(Н2О)2-октаэдрах, которые вместе с соединяющими их тетраэдрами [РО4]3- образуют гофрированные слои, параллельные {010}. Между слоями слабые водородные связи.
Сингония моноклинная. Вивианит обычно образует радиально-лучистые, звездчатые агрегаты, встречается также в виде землистых масс белого цвета.
Цвет чистого кристаллического вивианита (неокисленного) светло-зеленый, при окислении становится серовато-синим, синим до темно-синего. Блеск стеклянный. Твердость 1,5—2. Плотность 2,6.
Происхождение. Вивианит является экзогенным минералом, встречается в
торфяниках и железорудных месторож- РИС. 134. Структура вивианита в дениях озерного или морского происхож- полиэдрической модели дения. Известен в торфяниках Московской области, в железных рудах Керченского месторождения в Крыму.
Применение. Используется как синяя краска.
ЭРИТРИН Co3[AsO4]2-8H2O (греч. «эритрос» — красный) иногда с примесью Ni и Mg. Кристаллическая структура типа структуры вивианита.
Распространен в виде землистых тонкопорошковых масс или крис-таллически-лучистых агрегатов розового или малинового цвета. Является продуктом окисления кобальтина и других минералов. Поисковый признак на кобальт.
«Vs*
227
АННАБЕРГИТ Ni3[AsO4]2 •8Н2О. Кристаллическая структура аналогична структуре вивианита.
Образует налеты и землистые массы яблочно-зеленого цвета. Вторичный минерал — образуется в зоне окисления руд, представленных арсенидами никеля. Поисковый признак на никель.
_ Семейство урановых слюдок
В семействе- у рановых слюдок более 50 минералов, представляющих собой арсенаты, фосфаты и ванадаты (UO2)2+ с Си, Са, К И Другими катионами. Кристаллическая структура слюдок характеризу-'ется слоистым мотивом. Между слоями, сложенными тетраэдрами, анионами и группами (UO2)2+, располагаются крупные катионы Са2+, К+, Си4' и др., а также молекулы воды.
Урановые слюдки обычно образуют тонколистоватые и порошко-ватые скопления и налеты. Спайность весьма совершенная. Сильно радиоактивны. Цвет яркий, преимущественно желтый и зеленый. Блеск - перламутровый. Твердость от 1 до 2,5. Плотность примерно 3—4,5. Многие урановые слюдки люминесцируют ярким зеленым светом.
Происхождение экзогенное — это минералы зоны окисления урановых месторождений. Ассоциируют с уранинитом и другими минералами урана, ванадия, с карбонатами и баритом.
"““ '"Важнейшие урановые слюдки следующие:
ТОРБЕРНИТ Cu(UO2)2[PO4]2-12Н2О (тетр, с.) Образует мелкие листочки тетрагонального вида. Цвет изумрудно-зеленый.
ОТУНИТ Ca(UO2)2[PO4]2-8H2O (тетр. с.). Наблюдается в виде тонкочешуйчатых или порошковатых налетов канареечно-желтого цвета.
КАРНОТИТ K2(UO2)2[V2O8]-3H2O (мон. с.). Образует порошко-ватые массы и налеты ярко-желтого цвета.
ТЮЯМУНИТ Ca(UO2)2[V2Os]-8H2O* (ромб. с.). Тонкочешуйчатые и землистые массы зеленовато-желтого цвета.
Микроскопически трн последних минерала почти неотличимы.
Распространены урановые слюдки во многих месторождениях СССР и за рубежом. Являются хорошим поисковым признаком на уран. При значительных скоплениях могут служить рудой на уран, радий, ванадий.
СКОРОДИТ Fe[AsO4]-2H2O. В кристаллической структуре ионы Fe3+ находятся в октаэдрической координации 4О + 2(Н2О) и вместе с анионами образуют каркасный мотив, в пустотах которого располагаются молекулы воды.
Сингония ромбическая. Кристаллы очень редки. Обычно плотные или порошковатые землистые массы грязно-зеленого, серо-зеленого, иногда мучнисто-белого цвета. В кристаллах блеск стеклянный до алмазного, в землистых массах — тусклый. Очень хрупок. Излом неровный. Твердость'3,5—4, обычно занижена. Плотность 3,3.
Происхождение. Образуется при разрушении арсенопирита и других минералов и присутствует в зоне окисления во многих месторождениях.
Месторождения. В СССР: известен в Узбекистане (Бриг-Мулла), Таджикистане (Такели), в Восточном Забайка, (Шерлова гора) и т. д. За рубежом: в Заире.
228
Применение. Редко встречающиеся совершенные кристаллы — ювелирное сырье.
БИРЮЗА Си(А1,Ре)б[РО4]4(ОН)8'4Н2О. В кристаллической структуре бирюзы октаэдры связаны с тетраэдрами [РСД]3- общими вершинами, образуя каркасный мотив. В крупных полостях в октаэдрическом окружении 4 (ОН)+2(Н2О) располагаются ионы Си2+.
Сингония, триклинная. Обычно в виде плотных скрытокристаллических стяжений и прожилков. Кристаллы очень редки.
Цвет голубой, до голубовато-зеленого. Блеск восковой. Излом раковистый. Твердость 5—6. Плотность около 2,7.
Происхождение. Экзогенное — в виде прожилков в брекчированных породах, часто вместе с гидроокислами железа.
Месторождения. В СССР: в Узбекистане и Казахстане. За рубежом: в Иране, Австралии и др.
Применение. Ювелирное сырье.
МОЛИБДАТЫ И ВОЛЬФРАМАТЫ
К классу молибдатов и вольфраматов относится небольшое число „(около 25) минеральных видов, представляющих собой в основном..^ простые и водные соли молибденовой и вольфрамовой кислот, содержащие ионы Са2+, Pb2+, Fe3+, Cu2+, (UO2)2+, а также некоторые редкие минералы Мо, W, UO2, Al, Si с невыясненной структурой. Среди примесей обычны Sr, Fe, tyn, TR, Nb, Ta, Si, P, иногда V, Cr и др.
Молибдаты и вольфраматы — минералы с ионным характером связи между катионами и анионами и ковалентным — в пределах ани-“ онных радикалов; в водных молибдатах и вольфраматах сильно проявлена водородная связь. Главные видообразующие металлы — молибден и вольфрам, находясь в высшей окисленной форме, образуют кислородные анионы в виде тетраэдрических (слегка искаженных) радикалов [Мо6+О4]2- и [W6+O4]2-. Ковалентный характер связи в этих анионах обусловлен гибридизацией s-, р- и d-орбиталей Мо и W с 2 р-ор-биталями ионов кислорода. Благодаря одинаковому заряду и размерам анионные группы [МоО4]2- и [WO4]2~b некоторых минералах изоморфно замещают друг друга. Ограниченность изовалентных изоморфных замещений между ними, например в ряду шеелит Cai[WO4]_— повеллит Са[МоО4], обусловлена температурными факторами и различиями электронной структуры Мо и W, с которыми связана большая степень ковалентности в [МоО4]2-, чем в Г\¥О4]2~., Для некоторых молибдатов вольфраматов установлена изоморфная примесь [СгО4]2~. Изовалентный ., изоморфизм характерен также для катионов. Ионы Са2+ в шеелите "часто замещаются ионами Sr2+, Pb2+, Мп2+, реже Mg2'+ и Fe2+, а также редкие земли.
Гетеровалентный изоморфизм в молибдатах и вольфраматах обнаруживается при замещении как анионов, так и катионов. Почти постоянная примесь в шеелите Nb5+ и Та5+ при замещении шестивалентных ионов в анионных радикалах сопровождается гетеровалентным изоморфизмом в катионной части, с компенсацией избыточных зарядов, например по схеме: Cai-n(TR3+2+)„ [WO4]i_Ii{[NbO4]3“K-
Различным характером связи в молибдатах и вольфраматах обусловлены их важнейшие структурные особенности. Все они относятся к островному структурному типу; анионные радикалы [МоО4]2~ и [WO4]2- образуют и ?? ярованные группы, связанные катионами. В простых вольфраматах л молибдатах крупные катионы Са2+ и РЬ2+ имеют
8 А. В. МиловскиИ, О. В. Кононов
229
К.Ч.=8. В водных молибдатах и вольфраматах с водородными связями преобладает слоистый мотив, обусловленный плоскостной ориентацией гидроксильных групп (ОН)- и кристаллизационной воды Н2О. Мелкие по размерам катионы Fe3+ и Си2+ находятся в октаэдрической координации.
Необходимо отметить, что вольфраматы переходных элементов Fe2+ и Мп2+, образующие группу вольфрамита (Fe, Мп) WO4, обычно относят к рассматриваемому классу. Однако в структурном отношении и, что особенно существенно, по всем физическим свойствам они близки к сложным окислам слоистой структуры с характерной октаэдрической координацией вольфрама и железа (марганца).
Физические и морфологические особенности молибдатов и вольфраматов находятся в соответствии с кристаллическими особенностями и типом преобладающих химических связей. Для простых молибдатов, и вольфраматов с ионным типом связи между катионами и анионами характерен в основном изометричный облик кристаллов и кристаллических зерен. Минералы со слоистым структурным мотивом отличаются листовато-уплощенным габитусом мелких кристаллов с весьма совершенной спайностью, обычно образующих землистые или лучисточешуйчатые агрегаты. Твердость простых молибдатов и вольфраматов. t существенно выше, чем у слоистых (3—4,5 и 1—2 соответственно). Простые молибдаты и вольфраматы отличаются сильным, почти алмазным блеском на гранях и спайных сколах, жирным — на неровной поверхности, а также высоким показателем преломления. Окраска молибдатов и вольфраматов связана с присутствием ионов-хромофоров. Беспримесные молибдаты и вольфраматы, кальция бесцветны; но благодаря примесям TR, Мп, Fe, а также радиационным дефектам имеют различную окраску. Молибдаты и вольфраматы свинца отличаются ярким желтым или оранжевым цветом. Водные молибдаты и вольфраматы имеют желтую и зеленоватую окраску, связанную с поглощением на ионах Fe3+, Cu2+ и (UO2)2+, находящихся в окружении групп (ОН)- или молекул Н2О.
Люминесценция молибдатов и ^ольфраматов кальция связана, с дефектными анионными центрами типа [W5+O4]3- и примесью элементов-активаторов Mn2+, TR2+ и TR3+.
Происхождение молибдатов и вольфраматов в гипогенных условиях связано в основном с процессами образования скарнов, грейзенов, гидротермальных жил (шеелит, молибдошеелит), а в гипергенных — с процессами окисления молибденита и вольфрамита. Вольфраматы и молибдаты (шеелит, молибдошеелит, а также ферримолибдит и реже-вульфенит) образуют промышленные скопления и являются важнейшими рудными минералами вольфрама и молибдена. Повеллит, ферримолибдит, а также вульфенит служат поисковыми признаками молибденового оруденения.
СИСТЕМАТИКА
Молибдаты и вольфраматы островной структуры
Простые
Группа шеелита—повеллита (тетр, с.): шеелит Ca[WO4], повеллит Са[МоО4].	' ’	 '
230
Группа штольцита—вульфенита (тетр, с.): штольцит Pb[WO4], вульфенит РЬ[М.оО4], чиллагит Pb[(W,Mo)O4].
С добавочными анионами
Группа линдгренита: линдгренит Си3[МоО4]2(ОН)2, (мон. с.), куп-ротунгсит Cug[WO4](OH)2 (тетр. с.).
Водные
Группа ферримолибдита: ферримолибдит Fie23+[Mo04]3-7H20 (ромб, с. ?), ферритунгстит Ca2Fe22+Fe23+lWO4]7-9H2O.
Семейство водных урано-молибдатов: нригинит и(МоО4)2(ОН)2Х ХЗН2О (мон. с.), умохоит UMoO6-4H2O (трикл. с.), магурмолит Mg(UO2)2’[MoO4]2(OH)2-5H2O (мон. с.).
Молибдаты и вольфраматы островной структуры
Простые
ШЕЕЛИТ Ca(WO4] (WO3 80,6%). В виде изоморфной примеси обычно присутствует молибден, образуя твердые растворы с повеллитом. Часто содержит .изоморфные примеси TR, Sr, Мп, Nb, Та и др. В кристаллической структуре шеелита (рис. 135) тетраэдрические
Рис. 135. Структура шеелита в шариковой (а) и полиэдрической (б) моделях
8*
231
Рис. 136. Кристаллы шеелита
труппы [Ш04]г~ соединяются с ионами кальция, которые находятся ’в восьмерной координации (атомы кислорода в вершинах удлиненного •и уплощенного тетраэдров). Комплексные атомы и катионы образуют •алмазоподобную упаковку.
Сингония тетрагональная. Кристаллы обычно изометричные в виде тетрагональных дипирамид (псевдооктаэдры) с незначительным развитием других простых форм .(рис. 136). Грани кристаллов матовые, реже зеркальные, иногда с зернистой штриховкой, характерной для двойников прорастания. Чаще образует мелкую вкрапленность или скопления кристаллически-зернистых агрегатов неправильной формы.
Цвет белый, желтый, розовый, дымчатый и т. д.; молибдошеелит часто серый до черного за счет включений чешуек молибденита. Спайность совершенная по дипирамиде, средняя по призме и пинакоиду. Излом ступенчатый и неровный. Блеск алмазный на зеркаль
ных гранях и поверхности совершенной спайности, жирный на неровном изломе. Твердость 4,5, у более хрупкого молибдошеелита снижается до 3,5. Плотность около 6, уменьшается с ростом содержания молибдена. Благодаря высокому показателю преломления света во влажном состоянии легко отличается от кварца, полевых шпатов и кальцита по высокому .рельефу. Чистый шеелит хорошо диагностируется по ярко-голубой люминесценции. Молибдошеелит имеет белое, кремовое и желтое свече-ние (не путать с повеллитом!). В НС1 и HNO3 разлагается с выделением желтого осадка WO3-/iH2O; при нагревании в присутствии олова раствор синеет. В капле НС1 после растирания стальной иглой поверхность шеелита синеет.
Разновидности. Молибдошеелит — разновидность с содержанием МоО3 выше 1%. Зейригит содержит более 24% МоО3.
Происхождение шеелита (и молибдошеелита) в основном связано «с метасоматическими процессами в скарновых месторождениях, в характерной ассоциации с геденбергитом, плагиоклазом, гранатом (гроссуляр-андрадитового ряда), кварцем, волластонитом, актинолитом, флюоритом, кальцитом, а также с молибденитом, реже касситеритом, халькопиритом, сфалеритом и др. В грейзеновых и высокотемпературных гидротермальных месторождениях шеелит встречается вместе с вольфрамитом, иногда замещая его, с кварцем, мусковитом, флюоритом, пиритом; в кварцевых жилах, залегающих среди амфиболитов, шеелит встречается вместе с биотитом, амфиболом, арсенопиритом; является характерным минералом в кварцевых жилах некоторых золоторудных месторождений. В низкотемпературных гидротермальных жилах встречается с ферберитом, антимонитом, киноварью и тунгстенитом; встречаются также аналогичные по составу стратиформные залежи метаморфического генезиса. Иногда накапливается в россыпях.
Месторождения. В СССР: скарновые — на Северном Кавказе (Тырныауз — молибдошеелит, шеелит с молибденитом), в Средней Азии (Чорух-Дайрон, Ингичке и др.), в Приморском крае (Восток-2, • Лермонтовское); грейзеново-жильные гидротермальные — в Казахстане (Верхи. Кайракты, Богуты). За рубежом: крупные скарновые месторождения в Корее (Санг-Донг), в Австралии (Кинг-Айленд), в США
232
(Флэт Ривер, Найтикгер) и др.; метаморфические — в Австрии (Мит-терсилл).
Применение. Шеелит — главный минерал вольфрамовых руд. Синтетические аналоги шеелита используются в качестве люминофорных покрытий в светотехнике, телевидении; кристаллы с примесями TR применяются в лазерной технике.
ПОВЕЛЛИТ Са[МоО4] (МоО3 72,0%). Иногда содержит примеси TR, W. Крайний член изоморфного ряда шеелит — повеллит. Кристаллическая структура подобна структуре шеелита.
Сингония тетрагональная. Обычно в виде псевдоморфоз по молибдениту, образует также пластинчатые, чешуйчатые, сферолитовые и землистые агрегаты. Кристаллы тетрагонально-бипирамидального габитуса, редки.
Цвет белый, зеленоватый, желтоватый; кристаллы иногда сине-зеленого или оранжево-красного цвета. Блеск на гранях кристаллов алмазный, в чешуйчатых агрегатах перламутровый и матовый у землистых агрегатов. Спайность совершенная, особенно в чешуйчатых псевдоморфозах. Очень хрупкий. Твердость 3,5 и ниже. Во влажном состоянии имеет сильный блеск и высокий рельеф, обладает ярко-желтой люминесценцией.
Происхождение. Гипогенный повеллит встречен в сиенитовых пегматитах и в гидротермальных жилах вместе с исландским шпатом и цеолитами. В качестве изоморфной составляющей входит в молибдо-шеелит, иногда образуя в нем продукты распада твердого раствора. Гораздо чаще встречается -гипергенный повеллит, развивающийся за счет молибденита.
Месторождения. Гипогенный повеллит обнаружен в пегматитах Ильменских гор (Урал), в кальцитовых жилах среди траппов (Восточная Сибирь). Гипергенный повеллит обычен для зоны окисления многих месторождений.
Применение. Является второстепенным рудным минералом молибдена. Служит поисковым признаком гипогенного молибденового оруде-
ВУЛЬФЕНИТ Pb[MoO4] (РЬО 60,7%, МоО3 39,3%), иногда примеси W, Cr, V, Са и др. Кристаллическая структура типа структуры шеелита.
Тетрагональная сингония. Кристаллы пирамидальные, уплощенные или тонкопластинчатые.
Цвет желтый, оранжевый до бурого. Блеск алмазный. Черта желтая. Спайность средняя, излом неровный. Хрупкий. Твердость 3. Плотность около 7.
Происхождение. В зоне окисления свинцовых и молибденовых месторождений в ассоциации с кальцитом, гидроокислами железа, малахитом и др.
Месторождения. В СССР: Сулемансай (Казахстан), Чорух-Дайрон (Средняя Азия). За рубежом: Трепча (Югославия) и др.
Применение. Может входить в состав молибденовых и свинцовых руд. Является поисковым признаком на первичное оруденение.
Водные
ФЕРРИМОЛИБДИТ Fe23+[MoO4]3-7H2O (МоО3 60,2%>. Кристаллическая структура не изучена, предположительно слоистый мотив.
Сингония ромбическая. Землистые, порошковатые, тонковолокн»-
233
стые, тонкочешуйчатые, иногда радиально-лучистые скопления и агрегаты, нередко псевдоморфозы по молибдениту.
Цвет желтый, зеленовато-желтый. Блеск шелковистый. Твердость 1-—1,5. Плотность 4,5.
Происхождение. Образуется в зоне окисления за счет молибденита в ассоциации с гидроокислами железа, иногда с гипсом.
Применение. Поисковый признак молибденовых месторождений. Может использоваться в качестве попутного рудного минерала на молибден.
Месторождения. В незначительных количествах встречается повсеместно. Значительные скопления на Сорском месторождении (Хакасия), на Первомайском месторождении (Бурятия) и в других местах.
Часть III
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ
СПОСОБЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ
Минералы —* продукты природных физико-химических процессов, и условия, при которых они возникают, разнообразны. Эти условия определяются концентрацией компонентов, температурой, давлением, взаимодействием с вмещающими породами. Поскольку минералы — твердые кристаллические тела, способы их образования сводятся к фазовым переходам вещества из жидкого в твердое или из газообразного в твердое, или из твердого в твердое. Особенно широко распространено образование минералов при фазовом переходе вещества из жидкого в твердое. Примером может служить кристаллизация магмы и формирование изверженных горных пород. При остывании магмы возникает множество центров кристаллизации, в результате чего образуется кристаллически-зернистая горная порода. Другой пример кристаллизации из жидкости — формирование минеральных ассоциаций, возникших при отложении минералов из гидротермальных растворов. Кристаллизация различных солей при испарении воды также может служить хорошим примером образования минералов из растворов. Минералы могут возникать и из коллоидных растворов, при этом появляются характерные колломорфные структуры.
Возникновение минералов из газовой фазы наглядно видно на примерах образования серы в вулканических аппаратах (вулканы Камчатки, Курильских островов), а также нашатыря (NH4C1), сассолина Н3[ВО3], киновари HgS и т. д. Но самым лучшим примером является образование снега: снежинки представляют собой скелетные кристаллики льда.
Образование минералов при переходе из твердого состояния в твердое происходит в процессах перекристаллизации, метаморфизма и метасоматоза, когда одни минералы разрушаются и образуются новые. Эти процессы происходят при участии водных растворов. При метаморфизме под влиянием давления и температуры без изменения химического состава известняк переходит в мрамор, кварцевый песок — в кварцит, глинистые сланцы — в филлиты и слюдяные сланцы. Раскристал-лизация стекол эффузивных пород и гелей в условиях их старения также является примером образования минералов из твердой фазы.
При метасоматических процессах замещение ранее образованных минералов новыми под влиянием газовых и водных растворов происходит с изменением их химического состава. Метасоматические процес-
235
еы характерны как для глубинных, так и для поверхностных условий.
И, наконец, образование минералов может происходить при полиморфных превращениях и распаде твердых растворов.
понятия о ПРИРОДНЫХ АССОЦИАЦИЯХ МИНЕРАЛОВ
Минералы встречаются в природе не хаотично, а в виде определенных сообществ — ассоциаций. В одних местах находятся одни минеральные ассоциации, в других — другие. Знание и правильное истолкование природных ассоциаций минералов позволяют предсказать нахождение того или иного минерала в данной ассоциации; если такими минералами являются практически важные, то можно говорить об обнаружении полезных ископаемых. Так, вторичные минералы малахит и азурит являются признаками на медные руды. По ним и другим минералам зоны окисления, или зоны «железной шляпы», были открыты многие месторождения медноколчеданных, полиметаллических и других РУД-
Знакомство человека с различными ассоциациями минералов началось в глубокой древности. Средневековые рудознатцы уже знали признаки, по которым можно искать полезные минералы и руды. Именно на этих признаках руд и зарождалась наука — минералогия, но в XVII— XIX вв. она была в значительной мере описательной, хотя изучение минеральных ассоциаций всегда считалось чрезвычайно важным. Об этом свидетельствует, например, специальный научный термин «смежность минералов», впервые примененный русским минералогом академиком В. М. Севергиным (1765—1826) в книге «Первые основания минералогии, или естественная история ископаемых тел» (1798). Под смежностью он понимал «совокупное пребывание двух или многих минералов в каком-либо месте, которое заслуживает особенного примечания», т. е. совместное нахождение минералов или минеральные ассоциации. Далее В. М. Севергин указывает на необходимость понимания закономерностей сонахождения минералов, обязанное общностью генезиса. Много позже А. Брейтгаупт обобщил все ранее известные в Западной Европе (Саксонии, Чехии, Моравии) сведения о совместном нахождении минералов в природе и ввел близкое к «смежности» понятие «парагенезис» минералов. В дальнейшем термин «парагенезис» укоренился в специальной минералогической (и петрологической) литературе.
Итак, природные минеральные ассоциации -— совместное нахождение минералов в природе. Однако термин «парагенезис» включает слово «генезис», что в переводе означает «происхождение». Отвечая на вопрос, каково происхождение минерала, обычно указывают на геологический процесс, при котором он образовался, и способ его образования. Отсюда парагенезис минералов означает совместное образование и, следовательно, нахождение минералов. Однако в одном и том же штуфе мы можем встретить минералы, возникшие в результате разных процессов. В этом случае говорят о разных парагенетических ассоциациях минералов. Так, встречающиеся совместно халькопирит, пирит, кварц, малахит, хризоколла, гётит относятся к двум парагене-тическим ассоциациям: к более ранней, образовавшейся, вероятно, в результате гидротермального процесса (пирит, халькопирит, кварц), и к более поздней, гипергенной (малахит, хризоколла, гётит).
Понятия «парагенезис минералов» и «парагенетические ассоциации минералов», по сути, одинаковы, и мы их будем употреблять как синонимы. Однако в зависимости от того, что нужно подчеркнуть, следует
236
говорить по-разному: если хотим подчеркнуть совместный генезис (происхождение), то, например, скажем: пентландит встречается в парагенезисе с пирротином и халькопиритом; если хотим подчеркнуть совместное нахождение (например, в образце), то скажем: пентландит встречается в парагенетической ассоциации .(или просто в ассоциации) с пирротином и халькопиритом.
Большое внимание парагенезису минералов уделял академик В. И. Вернадский. До его работ минералогия в значительной мере была наукой описательной. В. И. Вернадский в своих трудах дал ряд обобщении по происхождению и условиям существования минералов. Он по праву считается основоположником генетического направления в минералогии. В книге «История минералов земной коры» (М., 1923) В. И. Вернадский писал: «Учение о парагенезисе лежит в основе современной минералогии». Под парагенезисом он понимал совместное нахождение минералов, обусловленное общностью их происхождения, " генетической связью их между собой.
В нашей стране в учение о парагенезисе минералов большой вклад внесли петрологические, физико-химические и экспериментальные работы А. Г. Бетехтина, Д. С. Коржинского, В. С. Соболева, В. А. Жарикова, А. А. Маракушева и других ученых. Благодаря их исследованиям в настоящее время разработаны методы парагенетического анализа: строятся диаграммы состав — парагенезис, химический потенциал — парагенезис и другие, которые позволяют установить парагенетические ассоциации и выяснить, какие из них могут быть встречены и какие являются «запрещенными», т. е. не могут быть встречены.
Каждую парагепетическую ассоциацию можно рассматривать как систему, возникшую при вполне определенных значениях температуры (Г), давления (Р) и концентрации вещества (С). Эти факторы и определяют условия образования минеральных ассоциаций, изменение их ведет к нарушению равновесия в системе и образованию других минеральных ассоциаций.
Согласно принципу Ле-Шателье, при воздействии на систему, находящуюся в равновесии, возникает реакция, противодействующая этому воздействию. Так, повышение температуры ведет к процессам, идущим с поглощением тепла, и наоборот, при понижении температуры развиваются процессы с выделением тепла. Например, при повышении температуры повышается растворимость солей в солеродных бассейнах, сопровождаемая поглощением тепла. Повышение давления приводит к образованию минералов, имеющих большую плотность. Например, полиморфная модификация SiO2— стишовит — имеет плотность 4,23, она неустойчива в условиях поверхности, где устойчив кварц SiO2 с плотностью 2,65. Однако стишовит характерен для глубинных областей Земли, где господствуют высокие давления. Другой пример: при увеличении давления в глубинных зонах метаморфизма за счет оливина (плотность 3,2) и анортита (плотность 2,75) образуется гранат (плотность 4,3), т. е. минерал с большой плотностью: (Mg, Fe)2[SiO4] + +Ca[Si2Al2O8]->-(Mg, Fe, Ca)3Al2[SiO4]3. Повышение концентрации вещества способствует выделению его из системы, так, в кислых лавах выделяются минералы, богатые SiO2, в том числе кварц. Все обстоит гораздо сложнее, когда одновременно изменяются и Р, и Т, и С, и когда в систему привносятся другие компоненты.
Учение о парагенезисе и парагенетических ассоциациях минералов имеет чрезвычайно важное значение в минералогии, петрографии и науке о полезных ископаемых. Знание парагенезиса минералов помогает вести поисковые работы. Например, хромовые руды ищут только'
237
среди участков распространения ультраосновных пород. Найдя в контакте гранитов с известняками пироксеновые и гранатовые породы (скарны), необходимо внимательно посмотреть, нет ли в них обычных для подобных пород шеелита или других рудных минералов. Находки пиропа в шлихах указывают на возможность нахождения алмазоносных кимберлитов; по повеллиту, ферримолибдиту или образовавшимся по ним пустотам выщелачивания в кварцевых жилах находят на глубине молибденит; по присутствию в пегматитах полихромных турмалинов предполагают возможность нахождения ценных минералов лития, бериллия, цезия, тантала и ниобия.
Принято группировать парагенетические ассоциации минералов по главным типам генезиса. Так, выделяют ассоциации минералов магматического происхождения (для кислых, основных и щелочных пород), пегматитов (кислых и щелочных), скарнов, продуктов гидротермальной деятельности, а также ассоциации минералов морских химических -осадков, продуктов выветривания, метаморфизма.
ТИПОМОРФНЫЕ МИНЕРАЛЫ, ТИПОМОРФНЫЕ ПРИЗНАКИ И ГЕНЕРАЦИИ МИНЕРАЛОВ
Признаки, по которым можно судить о происхождении минерала, называются генетическими. Они отображают происхождение минера--лов и минеральной ассоциации, в которой находятся. Изучая образцы горных пород и руд, прежде всего нужно отмечать цвет, форму, размеры минералов и характер их срастаний в агрегатах.
Очень важно правильно интерпретировать структуру (строение) минеральных агрегатов. Структуры минеральных агрегатов разнообразны: зернистые (крупно-, средне-, мелкозернистые), например для интрузивных пород, пегматитов, песчаников; кристаллобластические, характерные для метаморфических пород; для метасоматических пород обычны структуры замещения и т. д. Некоторые структуры типичны для какого-либо процесса, например графическая структура — для пегматитов, нодулярная — для магматических хромитовых руд и т. д.
Генетические признаки минералов многочисленны, однако некоторые из них настолько характерны, что точно указывают на принадлежность минерала к тому или иному типу геологического процесса, к той или иной стадии процесса или парагенетической ассоциации и на температуру его образования. Эти признаки называются типоморфными, а минералы, характерные для определенного геологического процесса минералообразования, — типоморфными минералами. Примером типоморфных минералов может служить поллуцит, который образуется только в пегматитах на конечной стадии их развития. Согласно А. Е. Ферсману, типоморфные признаки проявляются «в изменении химического состава, в содержании изоморфных примесей, в кристаллическом облике или полиморфной модификации, точнее во всем комплексе морфологических особенностей...». Типоморфными признаками минералов являются кристаллографические особенности минералов, их габитус, огранка, кристаллографические формы, скульптура граней, характер двойникования и др. К ним относятся также физические свойства и химический состав минералов (включая и элементы-примеси), изменчивость которых зависит от условий их образования.
Изменение физико-химических условий, при которых образуются минералы, например состава среды, приводит к изменению состава ми
238
нералов, что отражается на их цвете. В качестве примера можно привести сфалерит. Наблюдения показывают, что более высокотемпера-турный сфалерит содержит^ железд и имеет черный цвет. Обычно сфалерит имеет коричневый цвет, а бесцветные или светло-желтые разности (безжелезистые, иногда с кадмием) являются низкотемпературными. Таким образом, по цвету сфалерита можно судить не только о его составе (например, содержании железа), но приближенно и о температуре его образования.
Другим примером того, как зависит цвет минерала от его состава, а следовательно, и от условий образования, могут служить гранаты. Пироп (магнезиально-глиноземистый гранат ярко-красного цвета) характерен для кимберлитов, альмандин (железисто-глиноземистый гра-
нат 'малиново-красного цвета) обычен для кристаллических сланцев и гнейсов, уваровит (изумрудно-зеленый хромовый гранат) встречается исклю-чительно с хромитом среди ультраос- s'/ х.
новных пород.	s' /111 ^х
Четким угипоморфным минералом
является (турмалин. Наиболее распро- х.\ страненная разновидность его — чер-ный железосодержащий турмалин	а
(шерл) — встречается во многих пег-
матитовых жилах, в том числе и в мусковитовых пегматитах. •Сравнитель--fto редкие разновидности литиевого турмалина розового цвета или полихромные характерны только для редко-
Рис. 137. Кристаллы касситерита: а — из пегматитовых месторождений; б — из гидротермальных месторождений
метальных пегматитов, содержащих минералы лития и нередко цезия, тантала и ниобия.
Типоморфным признаком может быть и облик минералов. Так, кристаллы (касситерита из пегматитовых жил обычно имеют дипира-мидальный вищ в то время как касситерит из гид р отедма л ьных жил — призматгбгескии (рис. 137). Высокотемпературныи"квар11Г из магматических пород имеет дипирамидальный облик без призмы или с очень
незначительным развитием призмы, в то время как кварц из друз в жилах «альпийского» типа, — длиннопризматический (см. рис. 87). По мере снижения температуры происходит закономерное изменение габитуса кристаллов кальцита (см. рис. 16).
Каждый минерал образуется в определенном температурном интервале. В одних случаях этот интервал составляет сотни градусов, в других — температура более или менее определенна. Это позволяет градуировать процессы минералообразования. Так, низкотемпературный кварц (p-кварц) кристаллизуется при температуре ниже 575°. Следовательно, и другие минералы, образовавшиеся одновременно с ним или после него, также кристаллизуются ниже 575°. Минералы, по которым примерно можно судить о температуре их образования, называются минералами-термометрами.
По взаимоотношениям минералов между собой, т. е. по пересечению одних минералов другими, в ряде случаев удается установить порядок их выделения. Нередко один и тот же минерал выделяется несколько раз в процессе минералообразования, т. е. имеет несколько генераций (рис. 138).
Минералы различных генераций обычно отличаются друг от друга по химическому составу и внешним признакам — цвету, величине зер-
239
Рис. 138. Две генерации кварца.
Тызылское месторождение (Сев. Кавказ): 1 — кварц первой генерации; 2 — кварц второй генерации
на, огранке и т. д. Так, .кварц более ранних генераций часто имеет серый цвет, а более поздних — белый, причем нередко бтличается ясной огранкой и прозрачностью (горный хрусталь).
В результате детального минералогического изучения на месторождениях обычно выявляется несколько генераций кварца, сульфидов и других минералов. Такое изучение позволяет установить генерацию, наиболее промышленно-ценную для данного минерала, что имеет большое значение для поисковых и разведочных работ.
Порядок выделения минералов, их генерации и парагенетические ассоциации для того или иного месторождения или рудного поля отображают на специальных схемах или диаграммах. На них же, по возможности, показывают типоморфные признаки минералов. На рис. 139 отображен порядок выделения минералов, их типоморфные признаки и парагенетические ассоциации минералов в пегматитовых жилах одного из районов Средней Азии. Видно, например, что сподумен встречается совместно с полихромными турмалинами, пластинчатым альбитом (клевеландитом), лепидолитом и не встречается с биотитом. Последовательность образования минералов устанавливают на основании пересечения жил (рис. 140), по реликтам замещенного минерала в более позднем; по нарастанию корок одного минерала на другом, по образованию псевдоморфоз и другим признакам.
Особенно важный признак установления последовательности образования минералов — степень огранки их зерен (степень идиоморфизма), которую рассмотрим на примере кристаллизации минералов магматических пород. При медленном охлаждении магмы на глубине из нее начинают кристаллизоваться минералы. Вначале кристаллизуются минералы, температура образования которых велика. Они свободно растут в еще жидкой магме и поэтому имеют хорошо выраженные кристаллографические очертания, т. е. являются [идиоморфными. Затем начинает кристаллизоваться основная масса магмы, когда сразу возникает множество центров кристаллизации. Кристаллы растут, заполняя
240
Плагиоклаз
Микроклин
Лепидолит
Турмалин
Кварц Биотит
Мусковит
Берилл Сподумен Касситерит
геофазы, по Л.Е. Ферсману
BCD 700°	600°		Б	F	6	Н	I	К 500°	400°
Серый	—^^^елый^		
Красноватый	мн	^^оваты ~п1> 'ит-олигоклаз, сахароЗийный, пластинчатый альбит
Микроклин МЬКВс Метло-сеоый		'^ь^та рр.м	Серый
Зернистый,прозрачный		
^ш^чаты^	3рМныи й^етлп-^.. .		
. . МелкдчешуМЬтыа с^дно-цшонетооыи Фиолетовые		
цРли.,п р	Скорлупобатыи ЛИИПИИГTW~~T^Tl^6/z7-	^г"*етный		
шльчатьт> короткий korucoiuiThwu	- тмвовато-зменый Зеееныа^р&чые Бесцветный		
Крупные кристаллы ~^оцпнопл^т^аты^~~		
Кристаллы и двойники
Рис. '189. Порядок выделения и типоморфиые признаки минералов одного из пегматитовых полей в Средней Азии
свободное пространство и образуя зернистую породу. Минералы в ней имеют частично собственную форму и частично обусловленную другими минералами; их называют гипидиоморфными. Минералы, заполняющие промежутки между ранее образованными минералами и не име-
Рис. 140. Взаимоотношение жил в биотито-вом роговике. Масштаб 1 : 3. Тырныаузское месторождение (Сев. Кавказ):
1 — биотитовый роговик; 2 — кварц; 3 — плагиоклаз; 4 — молибдошеелит; 5 — молибденит; 6 — шеелит
ющие собственных кристаллографических очертаний, относят к ксеноморфным.
Степень идиоморфизма минералов в породе может быть различна. На рис. 141 видно, что наиболее идиоморфными минералами являются апатит и биотит. Амфибол имеет четкие линии ограничения, т. е. он более идио-морфен, чем плагиоклаз, а последний более идиоморфен, чем ортоклаз. Кварц же — ксено-морфный минерал, так как он не имеет собственных линий ограничения.
Рис. 141. Степень адиоморфизма минералов (по В. Н. Лодочникову): ап — апатит; б — биотит; а — амфибол; пл •— плагиоклаз; ор — ортоклаз; кв — кварц
Происхождение минеральных индивидов и их агрегатов, возрастные отношения между ними составляют содержание научного направления в минералогии — онтогении минералов, основоположником которого является проф. Д. П. Григорьев. Подробно эти вопросы изложены в книгах Д. П. Григорьева «Онтогения минералов» (1961), Д. П. Григорьева и А. Г. Жабина «Онтогения минералов. Индивиды» (1975) и А. Г. Жабина «Онтогения минералов. Агрегаты» (1979).
КЛАССИФИКАЦИЯ ПРОЦЕССОВ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ
Геологические процессы, в результате которых образуются минералы, разделяются по источнику энергии на две большие группы: эндогенные (внутренние), связанные с внутренней энергией Земли, главным образом с энергией радиоактивного распада, и экзогенные (внешние), связанные с действием атмосферы, гидросферы и биосферы на литосферу под влиянием энергии Солнца.
242
Эндогенные, (или гипогенные, глубинные) процессы происходят в недрах Земли и связаны с магматической деятельностью или метасоматическими преобразованиями пород. Процессы застывания магмы ведут к образованию различных магматических горных пород, а отделяющиеся от магмы газовые и водные растворы переносят различные вещества, которые при соответствующих условиях среды, например в трещинах, выделяются в виде минералов.
Эндогенные процессы протекают при высоких температурах и давлениях. Температура кристаллизации магматических пород в зависимости от состава расплава колеблется от (1200 до 70fl° С [и давление примерно от 5500 до 500 бар (или ОТ|550 7щ~5ПМПа). Связанное с магматическим процессом образование пегматитов, метасоматических пород — скарнов и грейзенов, гидротермальных рудных жил и др. — происходит при значительно меньших значениях Т и Р.
Экзогенные (или гипергенные, поверхностные) процессы происходят на поверхности или близ поверхности земли, а также в атмосфере и гидросфере. Эти процессы выражаются в физическом и химическом разрушении горных пород, руд и минералов и образовании минералов, устойчивых в условиях поверхности земли. Сюда же относятся биогенные процессы минералообразования, т. е. связанные с деятельностью организмов. Экзогенные процессы весьма разнообразны. Среди них следует отметить два главнейших — процессы выветривания и процессы осадкообразования.
Минералы и горные породы, возникшие в результате эндогенных и экзогенных процессов, при, изменении физико-химических условий испытывают преобразования — метаморфизм. При этом возникают новые минералы и горные породы, которые называют метаморфическими.
Ниже мы рассмотрим важнейшие эндогенные, экзогенные и метаморфические процессы и связанные с ними природные ассоциации минералов, а также дадим краткую общую характеристику космогенным минералам — минералам лунных пород и метеоритов.
МАГМАТИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС
И АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ В МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОДАХ И МЕСТОРОЖДЕНИЯХ
К собственно магматическим процессам образования минералов относятся те, при которых минералы возникают непосредственно при кристаллизации магмы. Сюда относятся все минералы, слагающие магматические горные породы. Так, гранит состоит из полевого шпата, кварца и слюды; происхождение этих минералов в данном случае магматическое. Второстепенные (акцессорные) минералы изверженных горных пород — апатит, циркон, ортит и др. — также имеют магматическое происхождение.
Магма представляет собой огненно-жидкий силикатный расплав, содержащий различные элементы, окислы и летучие компоненты (фтор, хлор, воду, углекислоту и др.). Магма может застывать в глубине земной коры под покровом вышележащих пород и на поверхности или близ поверхности земли. В первом случае процесс остывания протекает медленно, вся магма успевает закристаллизоваться — образуются полнокристаллические зернистые породы. При быстром поднятии магмы на поверхность земли температура ее быстро падает, давление понижается до нормального и от магмы отделяются летучие компоненты.
243
В этом случае породы иногда имеют стекловатую структуру, т. е. не являются полностью закристаллизованными.
Как известно из курса общей геологии, магматические породы, образовавшиеся в глубоких недрах Земли, носят название интрузивных, или глубинных, пород. Бели застывание магмы происходит на поверхности земли, то образуются эффузивные, или излившиеся, породы. Исходя из условий образования, интрузивные и эффузивные породы различают по условиям залегания и сложению (структуре и текстуре).
В результате охлаждения магмы происходит кристаллизация минералов из магматического расплава. Разнообразие пород объясняется процессами дифференциации магмы, ассимиляцией вмещающих пород и зависит от геологических условий, при которых происходило образование магматических пород.
Дифференциация ((разделение) магмы — совокупность различных физико-химических процессов, в результате которых из одной материнской магмы возникают вторичные магмы, дающие различные по химическому и минеральному составам магматические породы. Дифференциация магмы происходит на значительных глубинах и ведет к обогащению разных частей единого магматического резервуара различными компонентами. Дифференциация происходит благодаря процессам кристаллизации. Минералы, образовавшиеся в первую фазу кристаллизации, плавают в расплаве. Если их плотность больше плотности расплава, они тонут, опускаются на дно магматического резервуара. Подобная дифференциация происходит в том случае, если вязкость магмы не особенно велика. Обычно первыми выпадают тяжелые железомагнезиальные минералы, например оливин. Кристаллы оливина постепенно погружаются к основанию магматической камеры. Однако образовавшиеся в первую фазу кристаллы не всегда скапливаются в нижней части магматической камеры, они могут долгое время находиться во взвешенном состоянии и реагировать с расплавом. Так, оливин в результате подобных реакций переходит в пироксен. В том случае, если образовавшиеся кристаллы легче расплава, они всплывают и накапливаются в верхних частях камеры.
Из сказанного видно, что в процессе кристаллизации магмы происходит перераспределение различных компонентов. Если образующиеся кристаллы удаляются из магматического очага, например опускаются в более глубокие горизонты или всплывают в верхние, состав магмы будет постепенно меняться и из нее будут кристаллизоваться различные горные породы. Порядок кристаллизации и взаимоотношение главных породообразующих минералов были установлены американским петрографом Н. Боуэном в виде следующей схемы:
оливин
I ромбические пироксены
4
моноклинные пироксены
4 амфиболы
4 биотит
анортит']
основные плагиоклазы
4
средние плагиоклазы
4
кислые плагиоклазы V
I
4 калиевый полевой шпат
4 мусковит
4
кварц
244
Эта схема показывает главное направление в формировании пород. Н. Боуэн выделяет два реакционных ряда минералов, согласно их последовательности выпадения из магмы. Каждый вышестоящий минерал при реакциях с расплавом образует минерал, стоящий по схеме ниже. Если обособление минералов происходит в начальные фазы кристаллизации, образуются основные породы; с последними фазами связаны кислые породы. При этом происходит усложнение кремнекислородных построек от силикатов островной структуры к цепочечным, ленточным, листовым и каркасным; увеличивается также степень замещения кремния алюминием. Процесс кристаллизации магмы сопровождается накоплением в расплаве кремнезема, щелочей и воды.
К процессам магматической дифференциации следует отнести ликвацию, т. е. разделение одной жидкой магмы на две неомешивающие-ся жидкости. При длительном охлаждении обеих жидкостей они дают различные по составу породы. Так образуются, например, шлировые выделения — минеральные скопления несколько' иного состава, чем основная масса. Иногда в результате ликвации расплав, богатый соединениями металлов, обособляется от силикатного, что приводит к образованию важных в промышленном отношении ликвационных месторождений меди, никеля, хрома.
Большую роль при образовании магматических пород играют процессы ассимиляции. Внедряясь в вышележащие толщи, магма захватывает и переплавляет обломки различных пород (ксенолиты), тем самым изменяя свой состав. Такое изменение состава магмы приводит к образованию разнообразных гибридных пород. Особенно сильные изменения, как правило, наблюдаются в приконтактовых частях магматических тел, поскольку там процессы ассимиляции идут наиболее интенсивно.
Синонимом ассимиляции до известной степени является контаминация (загрязнение). В этом случае постороннее вещество обычно бывает не полностью переработанным или ассимилированным.
Все описанные выше процессы и приводят к большому разнообразию минерального состава магматических пород, которые мы и наблюдаем в природе.
Минеральный состав магматических пород весьма разнообразен. Наиболее распространены полевые шпаты, кварц, амфиболы, пироксены, слюды, в меньшей степени — оливин, нефелин, лейцит, магнетит, апатит и другие минералы. Ниже приводится процентное содержание минералов, среднее для 700 магматических пород:
полевые шпаты....... 60
кварц............... 12
амфиболы и пироксены	.	17
слюды................ 4
прочие силикаты ....	6
остальные минералы .	.	1
100%
Среди (Минералов различают главные (породообразующие минералы, слагающие основную массу породы, и второстепенные минералы, присутствующие в меньшем количестве (могут отсутствовать). Главные породообразующие минералы — кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, лейцит, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды, оливин и некоторые другие. Выделяют также акцессорные минералы, присутствующие в небольшом количестве в виде редкой, но характерной при
245
меси, например апатит, циркон, титанит, ортит, магнетит, хромит, пирит, пирротин и др.
Минералы, богатые Si и А1, называются сиалическими (Si, Al): они имеют светлую окраску. Таковы полевые шпаты, кварц, мусковит и др. Минералы, содержащие Mg и Fe, называются мафическими (Mg, Fe), или фемическимщ они темоиоокрашенные, к ним принадлежат пироксены, амфиболы, биотит, оливин. При отсутствии цветных минералов или при их малом содержании породу называют лейкократовой, т. е. светлой. Если цветных минералов много, породу называют меланократовой, т. е. темной.
Минералы магматических пород разделяются по происхождению на первичные (магматические) и вторичные. Первичные минералы образуются в результате кристаллизации самой магмы, вторичные, или послемагматические (эпимагматические), минералы — за счет первичных в последующие этапы существования породы. Например, плагиоклазы (первичные) при разложении дают серицит, цеолиты (вторичные); пироксены и амфиболы (первичные) замещаются хлоритом и эпидотом (вторичные). Типичными процессами вторичного минералообразования являются серицитизация, каолинизация, хлоритизация, серпентинизация и т. д. Ко вторичным минералам относят также минералы, образовавшиеся при выветривании пород.
При характеристике магматических пород главное значение имеет присутствие или отсутствие таких минералов, как кварц, полевые шпаты, фельдшпатиды и цветные минералы. На основании содержания SiO2 (вес. %) принято условное разделение магматических пород на следующие группы:
ультраосиовные <^45, основные	от	45 до	52,
средние	от	52 до	65,
кислые	от	65 до	75.
В отдельную группу выделяются	щелочные породы, характеризую-
щиеся значительным содержанием щелочей (до 20%) и меньшим, по сравнению с кислыми породами, количеством SiO2 (около 40—55%)-
Классификация и главнейшие минеральные ассоциации магматических пород приводятся в табл. 7. Так, для интрузивной породы габбро и его эффузивных аналогов видна четкая минеральная ассоциация — основные плагиоклазы (лабрадор-битовнит), пироксены (диопсид, диопсид-авгит, гиперстен), реже оливин, роговая обманка и биотит. Из. второстепенных и акцессорных минералов для этих пород характерны ортоклаз, кварц, апатит, магнетит, титанит, ильменит, пирротин, пентландит, а также сфен, титаномагнетит, рутил, очень редко платина. Вторичные изменения выражаются в развитии альбита, хлорита, уралита, талька, серицита.
В табл. 7 хорошо видны главнейшие минеральные ассоциации и для других групп магматических горных пород. Таким образом, установление минеральных ассоциаций магматических пород помогает распознаванию этих пород.
На рис. 142 показаны три различных случая кристаллизации силикатных и рудных минералов из ультраосновной и основной магм,, что приводит к трем типам магматических месторождений. Они соответственно называются раннемагматическими, когда рудные минералы кристаллизуются раньше или одновременно с силикатными (I случай), ликвационными, когда отделение рудного расплава от силикатного-происходит еще в жидкой стадии (II случай), и позднемагматическими
246
Таблица?
Классификация магматических пород и их главнейшие минеральные ассоциации
Группа	Интрузивные (глубинные)	Эффузивные (излившиеся)		Минералы первичные		Минералы вторичные
		слабо измененные	сильно измененные	главные	второстепенные и акцессорные	
I. Ультраосновные	дунит перидотит пироксенит	—	—	оливин (100—85%), пироксен (0—15%) оливин (70—30%), пироксен (30—70%)' оливин «10%), пироксен (100—90%)	магнетит, ильменит, хромит, шпинель, пирротин (1—3%)	серпентин, уралит, хлорит, тальк
II. Основные ьэ •м	габбро	базальт	диабаз (или базальтовый порфирит)	основные плагиоклазы (50—70%), пироксены (25—50%), реже оливин (5—10%), роговая обманка и биотит	ортоклаз, кварц, апатит, магнетит, титанит, ильменит, пирротин, пентландит (1—6%)	альбит, хлорит, уралит, тальк, серицит
III.	Средние а)	с плагиоклазами б)	с калиевыми полевыми шпатами	диорит сиенит	андезит 4 трахит	порфирит (или андезитовый порфирит) ортофир	средние плагиоклазы (50—70%), роговая обманка (10—20%), реже биотит (10—15%), пироксены калиевый полевой шпат (50—70%), кислый плагиоклаз (10—30%) роговая обманка, реже биотит (Ю-20%)	кварц (0—15%), калиевый полевой шпат (0—6%), апатит, титанит, магнетит (1—2%) кварц (0—5%), циркон, титанит, апатит, магнетит (1—2%)	серицит, каолинит, цоизит, хлорит, карбонаты серицит, каолинит, хлорит
IV. Кислые	гранит	липарит	кварцевый' порфир ( .. ~	кварц (25—35%), калиевый полевой шпат (35—40%), кислый плагиоклаз (15—25%), биотит (5—15%), реже мусковит (0—3%), роговая обманка	апатит, циркон, магнетит, турмалин (1—2%)	серицит, каолинит, хлорит
V. Щелочные	нефелиновый сиенит	—		калиевый полевой шпат (55—65%), нефелин (15—30%), щелочные пироксены и амфиболы (10— 25%), реже биотит	циркон, титанит, апатит, магнетит «2%)	серицит, каолинит, хлорит, цеолиты
.(или гистеромагматическими), когда рудный расплав обособляется от силикатного и кристаллизация рудных минералов происходит позже силикатов, рудные минералы как бы цементируют силикаты, заполняют трещины (III случай).
Рудный минерал идиомор- Рудный минерал ксеноморфен по от-фен по отношению к по- ношению к породообразующим силика-оодоооразующим сипи на-	там или пересекает их
там
t,eC
-700
-800
-900
-1000
-1100
-1200
-1300
-1900
-1500
И случай
I случаи
Ш случай
Магматический расплод
Стадии процесса
Температура
Рис. 142. Схема обособления рудных компонентов в магме и образование различных типов магматических месторождений
Примером раннемагматических месторождений являются вкрапленные руды хромита и платиноидов Урала и алмазоносные кимберлиты Восточной Сибири. Классический пример ликвационных месторождений — Норильское и Талнахское медно-никелевые месторождения в Красноярском крае, Мончегорское на Кольском полуострове, Сёдбери в Канаде и др. К позднемагматическим месторождениям относятся крупнейшая в СССР Донская группа месторождений хромита в Актю
248
бинской области, Кусинское, Качканарское и другие месторождения титаномагнетпта и ильменита Урала, Хибинские апатито-нефелиновые месторождения на Кольском полуострове и др.
Характеризуя минеральные ассоциации, связанные с магматическим процессом, остановимся на некоторых практически важных ассоциациях, таких, как минеральные ассоциации щелочных пород и генетически связанных с ними карбонатитов, ассоциации кимберлитов, мед-но-никелевых и хромитовых месторождений. Поскольку все вулканические процессы тоже являются магматическими, в этом же разделе будут рассмотрены такие своеобразные минеральные ассоциации, как возгоны при вулканической деятельности (сублиматы).
Щелочные породы. Щелочные породы характеризуются повышенным содержанием калия и натрия по отношению к алюминию. В их составе не хватает кремния для образования полевых шпатов, поэтому для щелочных пород характерно содержание нефелина, а в эффузивных разностях (сравнительно редко) — лейцита. При резкой недостаче кремния породы должны были бы быть отнесены к ультраосновным, так как содержание кремнезема в них доходит до 35%, чаще же близко к 40—50%. Но по своему минеральному составу породы резко отличаются от обычных ультраосновных пород ряда перидотитов и дунитов. В этом сказывается односторонность классификации пород только по одному признаку — содержанию и количеству кремнезема.
Щелочные породы обычно светлоокрашенные и имеют небольшую плотность: 2,7—2,8. Распространенность щелочных пород неширока, примерно 0,4% от всех магматических пород. Практическое же значение их очень велико, так как с ними связаны важные месторождения апатита, редкоземельных минералов, циркониевых, титановых и других руд.
Нефелиновые сиениты — крупнозернистые глубинные породы, представляющие собой крайне щелочные разности сиенитов. От сиенитов они отличаются более низким содержанием кремнекислоты, полным отсутствием кварца, присутствием нефелина и большим содержанием щелочных амфиболов и пироксенов. Главные минералы — калиевые шпаты (55—65%), нефелин (15—30%), эгирин (10—20%), щелочные амфиболы, иногда биотит. Нефелиновым сиенитам свойственно присутствие апатита и различных цирконо- и титаносиликатов (эвдиалит, титанит и др.), которые в отдельных случаях становятся породообразующими минералами (2—4%).
Нефелиновые сиениты характеризуются непостоянством химического и минерального составов, вследствие чего различают несколько разновидностей (фойяиты — роговообманковые или пироксеновые нефелиновые сиениты, миаскиты — слюдяные нефелиновые сиениты, хи-биниты— крупнозернистые нефелиновые сиениты пегматоидной структуры и т. д.).
Нефелиновые сиениты образуют небольшие массивы, иногда слоистые интрузии. Крупнейшей щелочной провинцией мира являются Хибинские горы на Кольском полуострове, отличающиеся разнообразием пород. С нефелиновыми сиенитами здесь связаны месторождения апатита и нефелина.
Кроме нефелиновых сиенитов щелочные породы могут быть представлены разностями, не содержащими полевых шпатов и состоящими только из нефелина и эгирина. По соотношению этих компонентов породы называются уртитами (до 15% эгирина), ийолитами (от 15 до 55% эгирина) и мельтейгитамп (до 85% эгирина). Почти чисто эгириновые породы называются якупирангитами.
9 А. В. Миловский, О. В. Кононов
249
Важнейшие ассоциации минералов щелочных пород (нефелиновых сиенитов, хибинитов, фонолитов и др.) обобщены в табл. 8.
Карбонатиты — редкие магматические (или постмагматические гидротермально-метасоматические) несиликатные образования, пространственно и генетически тесно связанные с ультраосновными щелочны-м<и породами, и состоящие из .кальцита, доломита и. аи1керигга. На долю карбонатов приходится от 50 до 99%, обычно более 80%. Все остальные минералы, количество которых достигает 150, являются более или менее редкими. Наиболее распространены средн них щелочные пироксены и амфиболы (эгирин, арфведсонит, рибекит), флогопит, диопсид, форстерит, магнетит, флюорит, барит и некоторые другие.
Таблица 8	Таблица 9
Минералы щелочных пороЭ	Минералы карбонатитов
Главные	Второстепенные и акцессорные	Имеющие практическое значение	Главные	Второстепенные и акцессорные	Имеющие практическое значение
Калиевый полевой	титанит	апатит	Кальцит	титаномагие-	пирохлор
шпат Нефелин	апатит	нефелин	Доломит	тит пирохлор	колумбит
Арфведсонит и дру-	циркон	циркон	Анкерит	гатчетолит	бастнезит
гие щелочные ам-	эвдиалит	эвдиалит	Сидерит	эшинит	паризит
фиболы Эгирин и другие	астрофиллит	лопарит	Диопсид Гумит	колумбит бадделеит	гатчетолит апатит
щелочные пироксены Лепидомелан Лейцит Санидин • Образованы в переработки пород.	лампрофиллит магнетит лопарит содалит* канкринит* натролит* (результате гид;	ютермальвой	Форстерит Флогопит Апатит Магнетит Эгирин Арфведсонит Барит Флюорит Полевые шпа- ты	бастнезит паризит моиацит перовскит	магнетит флогопит флюорит
Ассоциация минералов в карбонатитах необычна. Для нее характерно большое количество акцессорных минералов, не встречающихся в других ассоциациях (в других процессах) и содержащих редкие земли, ниобий, тантал, уран, цирконий, стронций, титан, фтор, фосфор. Некоторые из минералов карбонатитов имеют важное практическое значение. К ним относятся: пирохлор, урансодержащий пирохлор — гатчеттолит, бастнезит, паризит, колумбит, бадделеит и др. С карбонатитами связаны также месторождения железных руд, попутно с которыми обычно добываются апатит, бадделеит, флогопит (вермикулит) и др.
Карбонатиты образуют небольшие штоки, кольцевые и радиальные дайки, резко контактирующие с концентрически-зональными щелочными магматическими комплексами пород, среди которых они залегают и слагают их центральные части. Эти щелочные зональные комплексы характеризуются строгой приуроченностью к платформенным областям и к зонам региональных разломов. Очень характерны и кольцевые дайки, сходящиеся или расходящиеся на глубине.
В СССР исследования по карбонатитам, выяснению их генезиса и минералогии принадлежат Л. С. Бородину, А. Г. Булаху, А. И. Гинзбургу, Л. С. Егорову, Ю. Л. Капустину, А. А. Кухаренко, Л. К. Пожа-рицкой, А. А. Фролову, Е. М. Эпштейну и другим ученым.
250
Суждения о генезисе карбонатитов противоречивы. Мы рассматриваем здесь карбонатиты как магматические породы, а карбонатитовую магму как результат дифференциации щелочной магмы. Однако следует отметить, что имеются веские	, д
доводы и в пользу постмагматического ,‘г/ гидротермально - метасоматического
разнообразие минеральных ассоциаций с зональным характером их размещения отражает многостадийность процесса формирования карбонатитов, часто с характерными признаками метасоматических процессов замещения минералов предшествующих стадий более поздними. При этом в первую стадию формируются крупнозернистые кальцитовые породы с авгит-диопсидом, форстеритом, биотитом, апатитом и магнетитом, вместе с которыми встречаются перовскит, сфен и др. Обычно эти породы слагают периферическую часть карбонатитовых массивов. С более поздней стадией связано развитие среднезернистых
Рис. 143. Схематическая геологическая карта и разрез (I—II) кимберлитовой трубки «Мир» на Сибирской платформе (по А. П. Бобрие-вичу):
1 — элювиально-делювиальный слой; 2 — измененный кимберлит желтого цвета; 3 — измененный кимберлит зеленого цвета; 4 — малоизмененный кимберлит; 5 — ксенолит известняков; 6 — известняки нижнего ордовика;
7 — скважины
кальцитовых пород, содержащих диопсид и флогопит; для них характерны кроме упомянутых выше минералов титана и циркония минералы, содержащие TR, Та., Nb, Zr, U и Th (циркелит Са, Th, TR) (Ti, Nb, Fe)2O7, бадделеит, гатчеттолит, пирохлор). К еще более поздней стадии относится выделение мелкозернистых кальцит-щоломитовых скоплений с щелочными амфиболами, серпентином, тальком, с которыми ассоциируются ппрохлор, а также ферсмит, циркон, эшинит. Завершающая стадия знаменует образование мелкозернистых доломит-анкеритовых обособлений с сидеритом, эгирином, арфведсонитом, а также с эпидотом, хлоритом, альбитом, бастнезитом, паризитом и сульфидами меди, свинца, цинка и др.
Минеральные ассоциации завершающих стадий обычно располагаются в центральной части карбонатитовых тел.
Развитие диатрем, и брекчий указывает на взрывные процессы в ультраосновной щелочной магме на глубине, что в какой-то мере сближает карбонатиты с кимберлитами.
В СССР карбонатиты известны на Кольском полуострове, в Восточном Саяне, Туве, на Алдане; за границей — в Норвегии, ЮАР, в Кении, США и Бразилии.
9*
251
Парагенетические ассоциации минералов карбонатитов представлены в табл. 9.
Кимберлиты — своеобразные брекчиевидные горные породы, состоящие из обломков ультраосновных и других магматических пород, а также обломков вмещающих осадочных пород. Кимберлиты представляют собой брекчию, образовавшуюся в результате взрыва (трубки, взрыва, или диатремы) ультраосновной (кимберлитовой) магмы и
Таблица 10	Таблица 11
Минералы кимберлитов
Минералы медно-никелевых месторождений
Главные	Акцессорные	Имеющие практическое значение	Главные	Второстепенные и акцессорные	Имеющие практическое значение
Оливин	алмаз	алмаз	Пирротин	титаномагнетит	пентландит
Диопсид (хром-	ильменит	пироп	Пентландит	ильменит	халькопирит
диопсид)	магнетит	оливин (хри-	Халькопирит	борнит	кубанит
Флогопит Пироп	хромит шпинель перовскит циркон целестин	золит)	Кубанит Магнетит Пирит	палладистая платина сперрилит сфалерит галенит	борнит палладистая платина сперрилит
прорыва (раструб к поверхности) вышележащих пород. Диаметр кимберлитовых трубок различный, в среднем 30—100 м. В плане они имеют округлую или овальную форму (рис. 143). Обломки пород сцементированы глинистым минералом. Среди обломков различных пород в кимберлитах, в том числе и в цементе, встречаются алмаз, оливин, пироп, ильменит, циркон, шпинель, целестин, хромит, флогопит, хромдиопсид и др.
Алмаз содержится в количестве от 0,00004 до 0,00009% от массы кимберлита, в виде зерен (до кристаллов в несколько десятков и даже сотен каратов).
Оливин — в виде округлых вкрапленников зеленого цвета, размером в среднем 1—2 мм (до 1,5 см), прозрачный, по составу существенно магнезиальный.
Пироп — темно-красный магнезиальный гранат, встречается в виде округлых зерен размером до 0,5—1,0 см. Очень яркий, хорошо заметный в породе и в шлихах минерал. Пироп — самый характерный спутник алмазов. Присутствие пиропа в шлихах прямо указывает на наличие кимберлитовых трубок, а следовательно (возможно), и алмазов.
Ильменит-—также очень характерный минерал кимберлитов; отмечается в виде зерен неправильной формы, черного цвета, размером в несколько миллиметров.
Другие минералы, характеризующие кимберлиты, приведены в табл. 10. Пироп и оливин могут иметь практическое значение как драгоценные камни.
Медно-никелевые месторождения ликвационного типа (см. рис. 142, случай II) принадлежат к типично магматическим месторождениям. Вмещающими породами для них являются габбро, нориты, перидотиты; породообразующие минералы представлены пироксеном, плагиоклазом, оливином. Процесс ликвации предопределил возникновение рудного расплава, богатого серой, халькофильными и сидерофильными элементами. При кристаллизации этого расплава возникают мощные скопления сульфидов железа, меди и никеля, составляющие крупнейшие мед-
252
*
но-никелевые месторождения мира, такие, как Норильское, Талнахское, Печенга в СССР, Сёдбери в Канаде и месторождения Южной Африки.
Минеральная ассоциация рудных минералов чрезвычайно характерна: пирротин — пентландит — халькопирит. Можно предполагать, что, если найдены два из этих минералов, будет найден и третий. Пирротин — главный, наиболее распространенный минерал, образует зернистые агрегаты с размером зерен до 1 см, срастается с пентландитом и халькопиритом. Пентландит образует идиоморфные, крупные, иногда в несколько сантиметров зерна; пересекается пирротином и халькопиритом. Халькопирит — наиболее поздний из указанных сульфидов, нередко содержит мелкие включения борнита, кубанита, сфалерита и галенита.
Рис. 144.
Хромит в серпентините (Южный Урал). Нат. вел.
Очень характерно нахождение платиноидов в рудах — палладистой платины (Pt, Pd) и сперрилита Pb[As2]. Ассоциации рудных минералов медно-ннкелевых месторождений приведены в табл. 11.
Хромитовые месторождения генетически связаны с ультрабазитами. Они располагаются, как правило, среди серпентинизированных дунитов и дунит-гарцбургитовых пород и имеют форму линз или жил, образуя массивные или вкрапленные руды. В СССР крупнейшими являются месторождения Актюбинской области: Алмаз-Жемчужина, Миллионное, 20 лет Казахской ССР и др., связанные с Кемпирсайским ультраосновным массивом. Руды сложены хромшпинелидами и имеют характерную нодулярную структуру (вкрапленники хромита в серпентините, рис. 144) и своеобразный состав (табл. 12).
В результате процесса серпентинизации и последующего окисления возникают следующие минералы: серпентин (антигорит, хризотил), магнезит, магнетит, брусит, хальцедон, хлориты, в том числе кеммерерит и кочубеит, нонтронит, арагонит, гипс, гидросиликаты никеля, гидроокислы железа, опал.
253
Таблица 12
Минералы хромитовых месторождений
Главные	Акцессорные	Имеющие практическое значение
Оливин Пироксен Хромит Хромдиопсид	уваровит сульфиды Fe, Ni, Си платина и др.	хромит
Таблица 13
Минералы вулканических возгонов
Г лавные	Второстепенные	Имеющие практическое значение
Сера Нашатырь Сассолин	пирит ковеллин реальгар аурипигмент киноварь гематит галит сильвин	сера сассолин
Минералы вулканических возгонов (сублиматы). При извержении вулканов в процессе кристаллизации магмы происходит отделение газов; в огромном количестве они уходят в атмосферу через жерла вулканов и трещины.
Главные газы при извержениях — пары воды, НС1, H2S, SO2, СО2, СО, Н2, О2, хлористые и сернокислые соединения натрия, калия, кальция и алюминия. В газах обнаруживаются также хлористые соединения Fe, Си, Мп, РЬ, соединения бора, фтора, брома, фосфора, мышьяка, сурьмы, ртути и др.
Количество выделяющихся вулканических газов достигает огромных размеров. В долине Десяти Тысяч Дымов на Аляскё фумаролы выделили за один год 1 250000 т НС1 и 200000 т HF. Один из боковых конусов вулкана Этна (о. Сицилия) при извержении выделял столько водяного пара, что при конденсации его получилось бы около 20 млн. л воды в день.
Из возгонов в трещинах лавовых покровов и кратерах вулканов происходит выделение минералов. Преимущественно это хлориды и сульфаты, минералы легко растворимые и поэтому не наблюдаемые в большом количестве. Минералы, образующиеся при вулканической деятельности, обычно имеют вид налетов, мелкокристаллических корочек, дают землистые агрегаты.
Процесс образования минералов из газовой фазы называют пневматолизом (греч. «пневма» — газ). Примерами образования минералов из газов могут служить следующие реакции:
2FeCl8 + ЗН2О = Fe2Os + 6НС1, гематит
2H2S + О2 = 2Н2О +2S. сера
В трещинах фумарол вулкана Менделеева на о. Кунашир (Курильские острова) выделяется самородная сера.
Промышленное значение минералов вулканического происхождения очень ограничено: это, в первую очередь, самородная сера (иногда содержащая селен), небольшие месторождения которой известны на Камчатке и Курильских островах, в Японии, Чили и Италии. В Италии также добывается природная борная кислота — сассолин Нз[ВОз].
Минералы вулканических возгонов приведены в табл, 13.
254
ПЕГМАТИТОВЫЙ ПРОЦЕСС И АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ В ПЕГМАТИТАХ
Пегматиты — крупно- и гигантозернистые жильные тела, близкие по составу тем интрузиям, с которыми они пространственно связаны и от которых отличаются формой, строением и иногда наличием редкометальных и редкоземельных минералов.
Форма пегматитов преимущественно жильная, линзообразная; иногда встречаются неправильные, нередко ветвящиеся образования, а также штоки. Залегают пегматиты как в интрузивных породах, так и в породах кровли — в гнейсах и кристаллических сланцах. Тесная пространственная связь пегматитов с интрузивными породами доказывает их генетическое родство. Пегматиты обычно удалены не более чем на 1—2 км от интрузивных пород.
Подавляющее число пегматитов связано с гранитами (гранитные пегматиты), реже встречаются пегматиты, связанные со щелочными магматическими породами (щелочные пегматиты) и основными породами (габбро-пегматиты).
Минеральный состав гранитных пегматитов сходен с минеральным составом гранитов. Главные минералы — полевые шпаты (микроклин, плагиоклазы), кварц и слюды (мусковит, биотит), часто встречается турмалин. Для пегматитов характерны берилл, касситерит, сподумен, танталит, колумбит, минералы редких земель и др.
Пегматитовые жилы могут достигать нескольких километров в длину и нескольких десятков метров мощности. Минералы пегматитов также достигают больших размеров. Так, в пегматитах в бассейнах рек Б. Чуи и Мамы (Восточная Сибирь) были встречены кристаллы мусковита массо.й 1 т; пластины биотита могут достигать 7 м2 (Норвегия); кристаллы сподумена достигают иногда 14 м в длину (Южная Дакота, США). В Карелии, где разрабатываются пегматиты как керамическое сырье, известны кристаллы полевого шпата массой 100 т. В пегматитах Волыни добыты крупнейшие в мире кристаллы топаза, масса наибольшего из них 117 кг.
Пегматитовый процесс и сами пегматиты в нашей стране детально изучались А. Е. Ферсманом, Д. С. Коржинским, А. Н. Заварицким, К- А. Власовым, В. Д. Никитиным, А. И. Гинзбургом, Н. А. Солодовым, Б. М. Шмакиным и другими исследователями. Не все из них одинаково рассматривают их генезис. Классической сводкой по гранитным пегматитам является монография академика А. Е. Ферсмана («Пегматиты», т. 1. М.—Л., 1940, 712 с.), в которой освещены все основные вопросы, касающиеся их генезиса, минералогии, геохимии и практического значения.
В основу представлений А. Е. Ферсмана положена теоретическая схема Фохта — Ниггли, согласно которой предполагалось отделение особого остаточного пегматитового расплава-раствора (флюидная фаза). По мнению А. Е. Ферсмана, при кристаллизации гранитной магмы образуется остаточный силикатный расплав, богатый соединениями редких и редкоземельных элементов и летучими веществами — минерализаторами (соединения хлора, фтора, бора). Этот остаточный расплав вследствие разности давлений выжимается вверх в вышележащие породы и заполняет в них трещины и полости. Состав этого силикатного расплава также гранитный, поэтому главные породообразующие мине-
255
ралы пегматитов (полевые шпаты, кварц, слюды) те же, что и в материнской интрузии.
При кристаллизации кварца и полевого шпата возникают характерные образования, которые носят название письменного гранита, или еврейского камня (рис. 145). Закономерные вростки кварца в полевом шпате напоминают восточные письмена, иероглифы, откуда и произошло это название.
Термин «пегматит» первоначально, в 1801 г., был предложен французским ученым Гаюи для образцов письменного гранита с Урала («кусочки материи, воткнутые в другую материю») и уже впослед-ствие перешел на все, связанные с ними крупнозернистые и крупноблоковые жильные тела.
А. Е. Ферсман дает такое геохимическое и генетическое определение пегматитов: «Гранитным пегматитом мы называем жильное тело, в своей основе связанное	с магмати-
чески гранитным остатком, главная часть кристаллизации * которого лежит	в пределах
700—350° и которое характеризуется значительной величиной кристаллических индивидуумов, большей или меньшей одновременностью кристаллизации, повышенным содержанием некоторых определенных летучих и подвижных компонентов, а также накоплением рассеянных элементов остаточного расплава».
Рассматривая процесс пег-матитообразования достаточно широко, от кристаллизации магмы до гипергенных изменений, он выделил 5 этапов и 11 геофаз. Среди этапов выделяются магматический, эпимагматический, пневматоличе-ский, гидротермальный и гипергенный. Геофазы А. Е. Ферсман обозначил буквами от А
256
до L; они отображают температуру, глубину (давление), физико-химические условия среды и являются «суммарной парагенетической и геохимической схемой». А. Е. Ферсман дал температурную градуировку процессу пегматитообразования, причем только две точки являются определенными. Первая относится к границе геофаз С и D и характеризует переход а-кварца в p-кварц (£=573°С при нормальном давлении), 'вторая соответствует границе геофаз Си Ни отвечает критической точке воды (£ = 374°С). Собственно пегматитовый процесс характеризуют геофазы С—G. Схема пегматитового процесса, по А. Е. Ферсману, приводится на с. 256.
Для гранитных пегматитов чистой линии А. Е. Ферсман выделил 10 типов, последовательно характеризующих процесс пегматитообразования. Каждому типу свойственна определенная парагенетическая ассоциация минералов:
Геофазы
I тип. Обычные и перовые пегматиты. Плагиоклаз, микроклин, кварц, В—С лейсты биотита, монацит, ортит, гранат.
И тип. Пегматиты с редкими элементами. Плагиоклаз, микроклин, С—D кварц, биотит, самарскит, колумбит, уранинит.
Ill тип. Боро-фтористый (шерл-мусковитовый). Микроклин, плагиоклаз, D—Е кварц, шерл, мусковит, апатит.
IV тип. Фторо-бериллиевый (топазо-бериллиевый). Ортоклаз, амазонит, D—Е кварц дымчатый, берилл, топаз, черно-синий турмалин.
V тип. Натро-литиевый. Альбит, лепидолит, цветной турмалин, топаз, F—G розовый берилл, зеленый мусковит, колумбит, сподумен, касситерит и др.
VI тип. Литиево-марпанцево-фосфатный. Альбит, кварц, цезиевый бе- F—G рилл, полихромный турмалин, поллуцит, петалит, амблигонит, трифилин и другие фосфаты.
VII тип. Фторо-алюминиевый.	F—G
Характерный минерал: криолит.
VIII тип. Фторо-карбонатный.	Н—I—К
Характерные минералы: карбонаты, флюорит, паризит.
IX тип. Сульфидный (мало характерен).	Н—I—К
X тип. Щелочной (с цеолитами).	Н—I—К
Наибольшим распространением пользуются I, III и V, VI типы,, причем последние трудноразделимы; II тип редок, IV — касается главным образом пегматитов с пустотами (занорышами), для которых характерны пластинчатый альбит и морион, VIII, X типы условны (относятся к гидротермальному процессу).
Типоморфными признаками минералов, характеризующими их положение в процессе пегматитообразования, служат цвет, облик, размеры, кристаллические формы, элементы-примеси.
Если расположить минералы пегматитовых жил с характерными для них типоморфными признаками по геофазам, то можно получить достаточно четкие сведения об их ассоциациях (см. рис. 139). Следовательно, по нахождению одних минералов можно предполагать, какие другие минералы, в том числе и практически интересные, можно обнаружить. Так, типичная ассоциация минералов для V — натро-литиево-го — типа: альбит (клевеландит), лепидолит, рубеллит, сподумен, поллуцит, колумбит-танталит и др. Поэтому, если в пегматите установлен лепидолит или розовый турмалин, можно вправе ожидать находок и других, парагенетически связанных с ними минералов. Значит нужно продолжать поиск: этот пегматит представляет интерес на Li, Ta-Nb, Cs. На рис. 139 показаны порядок выделения и типоморфные признаки минералов одного из пегматитовых полей в Средней Азии.
257
В 1952 г. к. А. Власов предложил текстурно-парагенетическую классификацию пегматитов. По текстурным признакам, учитывая парагене-
выделяет следующие типы пегматитов (рис. 147):
1.	Равномернозернистый — простые пегматиты, включая пегматиты графической структуры.
2.	Блоковый — состоящий из блоков микроклина и кварца, отделенных от вмещающих пород графической и аплитовой оторочками.
3.	Полнодифференцир о в а н-ный — микроклиновые блоки содержат кварцевое ядро при наличии тех же оторочек.
4.	Редкометально - замещенный — с развитием процессов замещения (альбитизации) и образованием минералов Li, Cs, Be, Та— Nb и др.
5.	Альбит - сподуменовый — наиболее полно замещенные пегматиты.
тические ассоциации минералов, он
Рис. 145. Письменный гранит (Бирюса,
Восточный Саян)
К. А. Власов, как и А. Е. Ферсман, предполагает формирование пегматитов из особого пегматитового расплава-раствора в условиях замкнутой системы. Однако для пегматитов характерно интенсивное
проявление процессов замещения, что находится в противоречии с пред-
ставлениями о формировании пегматитов из магматического расплава. Примерами процессов замещения могут служить развитие аль-бит-сподуменовой парагене-тической ассоциации в редкоземельных пегматитах и кварц - мусковитовой — в слюдоносных за счет калиевого полевошпата. Д. С. Кор-жинский, изучая слюдоносные пегматиты Восточной Сибири, пришел к заключению, что они образовались метасоматическим путем без участия флюидного пегматитового расплава.
Американские геологи Р. Джонс, Е. Камерон и другие считают, что в образовании пегматитов следует выделять два этапа: на пер
Рис. 146. Пегматитовая жила камерного тина в граните:
1 — гранит: 2 пегматит графической структуры («письменный гранит»); 3 — пегматит пегматоидной структуры (блоковый агрегат кварца и калиевого полевого шпата); 4 — мономине-ральиая полевошпатовая зона; 5 — кварцевое ядро с занорышем (камерой), в котором находятся кристаллы дымчатого кварца, топаза и берилла
258
вом (полузакрытая или закрытая система) идет кристаллизация из расплава и образуются простые пегматиты, на втором (открытая система) происходит интенсивная метасоматическая переработка пегматитов газоводными растворами, поступающими из глубин.
По мнению А. Н. Заварицкого, пегматиты кристаллизуются в условиях открытой системы, что хорошо доказывается наличием в пегматитах структур замещения. Он показал, что теоретическое представление о неограниченной растворимости летучих в расплаве (концепция И. Фохта и П. Ниггли) несостоятельно, и пришел к заключению о неизбежности отщепления газовых растворов при понижении температуры магматического расплава. Вывод из его работы таков: особой пегматитовой магмы и остаточного пегматитового расплава нет. Пегматиты образуются в результате перекристаллизации пород под воздействием газовых растворов, отделившихся на определенной стадии от магмы. Газовые растворы при последующем охлаждении могут дать гидротермальные растворы.
Детальное изучение пегматитов Карелии и Кольского полуострова позволило В. Д. Никитину следующим образом объяснить генезис пегматитов: «Пегматиты, со всеми присущими им особенностями строения, возникли из жильных тел обычных магматических пород (гранитов, гранит-аплитов), путем перекристаллизации этих пород и их метасо--матического преобразования...». Изученные В. Д. Никитиным процессы замещения в пегматитах доказывают, что процесс пегматитообразования характеризует открытую систему.
‘ Метаморфогенная концепция образования пегматитов основана на связи их структурных и химических особенностей со степенью регионального метаморфизма и гранитизацией вмещающих толщ. В соответствии с этим среди пегматитов выделяются метасоматические, анатектические и интрузивные. Например, образование большинства мусковитовых пегматитов (тип III, по Ферсману) связано с гранитизацией вмещающих толщ, а редкометальных пегматитов (тип V, по Ферсману) — с интрузивными гранитами.
Для гранитных пегматитов характерны следующие признаки:
1)	жильная, линзообразная, неправильная, нередко ветвящаяся форма залегания;
2)	залегание среди гранитов и глубокометаморфизованных толщ, тесная пространственная связь с гранитизированными породам^;
3)	минеральный состав, отвечающий составу гранитов и гранити-зированных пород;
4)	гигантские или крупные размеры минеральных индивидуумов, их светлая окраска;
5)	присутствие редкометальных и редкоземельных минералов, в том числе большое количество таких минеральных видов, как алюмоиттроцеросиликатов, цирконосиликатов и ниоботантала-тов; практически не встречающихся в других образованиях.
Среди гранитных пегматитов выделяют керамические (крупные блоки микроклина и кварца), слюдоносные (мусковит), редкометальные (литий, бериллий, тантал-ниобий, цезий) и хрусталеносные (горный хрусталь, топаз, берилл). Последние обычно залегают среди гранитов или гранитогнейсов и образуют полости — камеры, поэтому их также называют камерными пегматитами. В этих полостях (заноры-шах) вырастают крупные кристаллы горного хрусталя, дымчатого кварца, мориона, топаза, берилла, фенакита и других минералов (рис. 146).
Все сказанное выше касается гранитных пегматитов, генетически связанных с гранитами или гранитизированными породами.
259
В результате реакций пегматитового расплава с вмещающими породами возможны случаи, когда одни компоненты выносятся из расплава, а другие поглощаются. Так образуются, по А. Е. Ферсману, пегматиты «линии скрещения», в отличие от обычных пегматитов «чистой линии», когда ассимиляции вещества из окружающих пород не происходит. К ним относятся десилицированные пегматиты Урала, возникающие при взаимодействии пегматито-ввого расплава с основными и ультраоснов-10 ными породами. В результате среди серпентинитов образуются тальковая, хлорито-।—вая, актинолитовая, флогопитовая (слюди-1—зЕ—I9 ты) и плагиоклазовая зоны; к слюдитовой и хлоритовой зонам приурочены флюорит, rVAJIe берилл, изумруд, хризоберилл, фенакит Ь-п  J и др.
Помимо гранитных пегматитов, связан-I с>|7 ных с гранитной магмой, известны пегма-1---- титы, связанные с сиенитами, щелочными
породами и габбро. Парагенетические ассо-циации минералов, характерные для гранитных пегматитов, пегматитов «линии скрещения», сиенитовых и миаскитовых [дшдедд] s пегматитов Урала, нефелино-сиенитовых пегматитов Кольского полуострова и габ-бро-пегматитов, приведены в табл. 14.
I-C'cc-I * Сравнительно редкие габбро-пегматиты по составу отвечают габбро (основной плагиоклаз и пироксен). В их состав вхо-дят, кроме того»ильменит и магнетит. Жилы габбро-пегматитов характеризуются „ крупнозернистым строением.
I.+ + +J2	' В пегматитовых жилах концентрируют-
ся ценные полезные ископаемые. Так, в Ка-I+'t-kj релии широко развиты керамические пегма-1+т+tl7 титы (полевой шпат, кварц). В Восточной
Рис. 147. Текстурно-парагенетические типы и зональность пегматитов (по К. А. Власову):
I —• равномернозернистый или письменный (графический); II — блоковый; III — полнодифференцированный; IV — редкометального замещения; V — альбит-сподуменовый.
1 — граниты; 2 — пегматоидные граниты; 3 — микроклин; 4 — кварц; 5 — контактовые оторочки и зоны мусковит-кварц-полевошпатового состава; 6 — пегматиты письменной и гранитной структур; 7 — блоковая зона; 8 — мономинеральная микроклиновая зона; 9 — кварц-сподуменовая зона; 10 — комплексы и зоны замещения: альбит, кварц, мусковит, реликты, микролина, редкометальные минералы (лепидолит, берилл, часто цезиевый, ниобо-танта-латы, полихромный турмалин,-сподумен и др.)
260
Таблица 14
Минералы пегматитов
Главные	Второстепенные н акцессорные	Имеющие практическое значение	Главные	Второстепенные и акцессорные	Имеющие практическое значение
I.	Граш (керамическ Плагиоклаз (олигоклаз, олигоклаз-альбит) Микроклин-пер-тит Кварц Мусковит Биотит Апатит Шерл II.	Гра1 (pej Альбит (клевеландит) Кварц Микроклин Сподумен Лепидолит III.	Гра (хр Кварц Г орный хрусталь Дымчатый кварц (раухтопаз) Морион Калиевый полевой шпат Альбит (гребенчатый) Топаз Берилл IV.	Грани скрещен! Флогопит Биотит Тальк Хлорит Актинолит Плагиоклаз	[тные пегмати ие и мусковит гранат ортит берилл монацит ксенотим циркон -штные пегмат цкометальные) мусковит рубеллит полихромные турмалины берилл амблигонит трифилин колумбит- танталит поллуцит касситерит иИтные пегма’ усталеносные мусковит фенакит биотит гные пегматит 1Я» (в серпент роговая обманка кварц мусковит флюорит берилл	ГЫ овые) полевой шпат и кварц — керамическое сырье, мусковит, берилл иты сподумен танталит- колумбит поллуцит берилл лепидолит амблигонит касситерит турмалин гиты горный хрусталь дымчатый кварц топаз берилл фенакит ы «линии ииитах) берилл изумруд фенакит	V. Миас Ил Ортоклаз Плагиоклаз Нефелин VI. Сиенито Микроклин Ортоклаз Олигоклаз Мусковит Биотит Сфен Эгирин-авгит Роговая обманка VII. Нефели! Коль Микроклин Нефелин Эгирин Арфведсонит Лепидомелан	изумруд фенакит . апатит магнетит турмалин молибденит китовые пегм ьменских гор лепидомелан биотит гастингсит канкринит ильменит натролит содалит апатит циркон пирохлор сфен мусковит магнетит вые пегматиti циркон эшинит ортит монацит пирохлор корунд ильменит ильменорути/ флюорит i-сиенитов ые ского полуост сфен ильменит циркон эвдиалит астрофиллит лампрофиллит энигматит пирохлор ловчоррит ринколит лопарит	атиты j Урала пегматиты рова лопарит пирохлор
261
Сибири находятся обширные поля мусковитовых пегматитов. Последние известны также на Кольском полуострове. Редкометальные пегматиты (Известны в Казахстане, на Кольском полуострове, в Средней Азии, в Забайкалье и в других местах. Хрусталеносные и другие пегматиты камерного типа находятся на Украине, в Казахстане, на Урале.
ПОСТМАГМАТИЧЕСКИЕ МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ В СКАРНАХ, АЛЬБИТИТАХ И ГРЕЙЗЕНАХ
Метасоматические явления, связанные с метаморфизмом, магматической и постмагматической деятельностью, в том числе и метасоматическое образование минералов руд, чрезвычайно широко распространены в природе.
Большие заслуги в разработке теории метасоматических процессов принадлежат академику Д. С. Коржинскому; его исследования в этой области геологии являются основополагающими. Согласно Д. С. Коржинскому, под метасоматозом в настоящее время «понимают всякое замещение горной породы с изменением химического состава, при котором растворение старых минералов и отложение новых происходят почти одновременно, так что в течение процесса замещения порода все время сохраняет твердое состояние» (Коржинский, 1955). Понятие «метасоматоз» приложимо как к эндогенным, так и к экзогенным процессам; для последних он и был первоначально предложен. Однако мы будем рассматривать метасоматические процессы применительно только к эндогенным постмагматическим процессам.
Процессы метасоматоза широко «распространены при формировании пегматитовых и гидротермальных рудных жил.
Ниже мы остановимся на некоторых практически важных постмагматических, метасоматических процессах, с которыми связаны многие рудные месторождения: 1) на контактово-метасоматическом, или скарновом, процессе; 2) на приконтактовом выщелачивании, приводящем к образованию апогранитов, грейзенов и вторичных кварцитов. Следует отметить, что оруденение, например золотое, бывает связано также и с низкотемпературным околожильным метасоматозом (березитизация, лиственитизация, хлоритизация).
Метасоматические процессы протекают при обязательном участии жидких или газообразных растворов, которые приносят одни компоненты и уносят другие, т. е. вызывают метасоматическое замещение. Такие растворы обычно называют поровыми, поскольку они могут просачиваться через тончайшие поры в породах. Источником этих растворов является остывающий магматический очаг, от которого в зависимости от условий могут отделяться газовая и жидкая фазы, нередко не обособленные (рис. 148). Постмагматические растворы выносят из магматического очага целый ряд летучих соединений и соединений металлов, которые движутся обычно вверх, в сторону наименьшего давления. Растворы движутся по трещинам, тектонически ослабленным зонам, контактам пород или проникают в результате диффузии. В последнее время высказываются аргументированные соображения, свидетельст-
262
вующие о том, что эти растворы не обязательно должны быть магма-тогенными, они могут возникать и при ультраметаморфизме осадков. Однако это не меняет сути метасоматических процессов, приводящих к замещению одних минералов и пород другими.
Гидротермальный процесс Минеральные источники
Пневматолитовый процесс Возгонка (сублимация)
Месторождения низких температур
Скарны
Грейзены
Месторождения средних температур
Месторождения высоких температир т —
Примеры Взаимодействие с вмеш,аюш.ими породами
Жидкие растворы (гидротермы)
Флюид
Газовые растворы
Сжижение
При кристалла -зации силикатных расплавов летучие компоненты в течение всего времени кри сталлизации находятся в
Газовая и жидкая фазы не обособлены
Обособление газовой фазы при ретроградном кипении
ходится в растворенном состоя-
нии
Упругость пара летучих компонентов достигает критического давления
Упругость пара летучих компо -нентов не доходит до критического давления
Внешнее давление не исключает вскипания
Внешнее давление высокое (вскипания нет)
Рис. 148. Схема отделения газовых и жидких растворов от магмы и связь с ними постмагматических процессов
Растворы служат средой, через которую перемещаются компоненты в горных породах. Механизм такого перемещения, согласно Д. С. Кор-жинскому, может быть двух крайних случаев: 1) компоненты диффундируют через неподвижные поровые растворы в сторону падения их концентрации, т. е. перемещение происходит посредством диффузии, —
263
это диффузионный метасоматоз', 2) компоненты увлекаются течением раствора, просачивающегося через породы, т. е. перемещение происходит посредством инфильтрации, — это инфильтрационный метасоматоз. Между этими двумя крайними случаями возможны различные варианты метасоматического замещения. Можно выделить также биметасоматоз, когда перемещение компонентов происходит в обе стороны от контакта разнородных пород, путем реакционного обмена. В процессе замещения изменяются состав и характер постмагматических растворов, что вызывает появление различных по химическому и минеральному составам контактовых зон, т. е. возникает метасоматическая зональность. Такая зональность характерна в большей или меньшей степени для всех метасоматических образований.
Явления диффузионного метасоматоза ограничиваются метрами или первыми десятками метров, в то время как благодаря инфильтрации компоненты раствора могут быть перенесены на значительные расстояния.
Изучая метасоматические процессы, необходимо помнить, что они неразрывно связаны с магматическими и метаморфическими процессами и с формированием месторождений полезных ископаемых.
скарновый процесс и ассоциации
МИНЕРАЛОВ В СКАРНАХ
Скарны1 — метасоматические породы, сложенные известково-железистыми и магнезиальными силикатами, образовавшиеся в результате реакционного взаимодействия карбонатных и алюмосиликатных пород при участии постмагматических растворов. Таким образом, скарны образуются в результате взаимодействия трех сред: двух различных по составу вмещающих пород и постмагматических растворов. Последние и вызывают явления метасоматоза. Скарны возникают в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузий, поэтому скарновые месторождения нередко 'называют также контактово-метасоматическими. Раньше скарновые месторождения называли также контактово-метаморфическими, пирометасоматическими, в «США для оруденелых скарнов употреблялся термин «тектит».
Скарны образуются на контакте алюмосиликатных (гранитоиды) и карбонатных (известняки, доломиты) пород в результате их метасоматического замещения. Скарны, возникшие в результате замещения алюмосиликатных пород, называют эндоскарнами, а замещающие карбонаты — экзоскарнами (эндо- и экзо- по отношению к интрузиву). Однако замещение таких химически активных пород, как карбонатные, происходит значительно энергичнее, чем алюмосиликатных, поэтому экзоскарны почти всегда развиты в большей степени, чем эндоскарны; последние иногда представлены узкой зоной окол оскар новых пород.
В понимании процесса скарнообразования выдающуюся роль имели работы Д. С. Коржинского. Исследования в нашей стране успешно проводили также А. Н. Заварицкий, П. П. Пилипенко, В. С. Мясников, Ф. Н. Шахов и в настоящее время проводят В. А. Жариков, Л. Н. Овчинников, Л. И. Шабынин и другие специалисты.
Среди скарнов по механизму метасоматического замещения выделяются диффузионные и инфильтрационные скарны. Преобладающая масса скарнов развивается биметасоматически, однако образование
’ Термин шведских горняков, ранее обозначавший пустую породу, вмещающую магнетитовую руду.
264
большинства рудных скарновых тел связано с инфильтрационным реакционным взаимодействием постмагматических растворов в контактах карбонатных и алюмосиликатных пород. Такие скарны называются контактово-инфильтрационными. При интенсивном биметасоматозе
эндо -и экзоскарны трудно различимы.
Благодаря диффузионному взаимодействию контактирующих пород в процессе скарнообразования возникает ряд зон от гранитоида к известнякам. Метасоматиче-
ская зональность для скарнов характерна и понятна: скарновые зоны различны по минеральному и химическому составам, возникновение их отвечает смене химических потенциалов компонентов раствора, изменению температуры, удалению от исходного контакта и зависит от многих других факторов. Так, для скарнов Пнгичке (Средняя Азия) зональность в общем виде от интрузива к известнякам отображена на рис. 149.
Среди скарнов в зависимости от состава замещаемых карбонатных пород различают две группы: магнезиальные, развитые по доломитам, и известковые — по
Рис. 149. Зональность скарнов на одном из месторождений в Средней Азии:
1 — гранат; 2 — пироксен-плагиоклазовая порода; 3 — мелкозернистый пироксен-гранатовый скарн; 4 — средне- и крупнозернистый гранат-пироксеновый скарн; 5 — пироксеновый (геденбергитовый) скарн; 6 — волластоннтовая оторочка; 7 — мраморизованный известняк
известнякам. Минеральные ассоциации их различны. Для магнезиальных скарнов характерны такие минералы, как форстерит, шпинель,, диопсид, флогопит, людвигит; для известковых — диопсид-геденбергит,.
гроссуляр, андрадит, а также волластонит, везувиан, шеелит и другие-кальциевые минералы. Минеральные ассоциации магнезиальных и известковых скарнов представлены в табл. 15 и 16.
Скарны — очень важный генетический тип месторождений металлических полезных ископаемых и слюды-флогопита. Оруденение, как правило, бывает наложенным по отношению к минералам скарнов. Для магнезиальных скарнов характерны следующие рудные формации и типичные месторождения:
Людвигит-магнетитовая — Таежное, Восточная Сибирь
Флогопитовая	— Слюдянка в Прибайкалье; Алданская
группа месторождений.
Для известковых скарнов практически важны следующие формации: Шеелитовая	— Пнгичке, Койташ, Кара-Тюбе в Сред-
ней Азии
Молибденит-шеелитовая Магнетитовая
— Тырныауз на Северном Кавказе
— Магнитогорское, Высокогорное и другие на Урале; Соколовско-Сарбайское в Кустанайской области; Темир-Тау, Таштагол в Западной Сибири
265
Полиметаллическая
Касситеритовая
Халькопиритовая и магнетит-халькопиритовая Кобальтин-магнетитовая Саффлорпт-глаукодотовая Гельвин-магнетитовая Боро-силикатная (рис. 150)
Таблица 15
— Алтын-Топкан и другие в Средней Азии, а также в Приморском крае и Казахстане
— Питкяранта в Приладожье, Майхура и Такфонское в Таджикистане
— Турьинское на Урале, Саякское в Казахстане
—	Дашкесан 6 Закавказье
—	Ховуаксы в Туве
—	месторождения Казахстана
—	Приморье.
Таблица 16
Минералы магнезиальных скарнов	Минералы известковых скарнов				
• Главные	Второстепенные	Имеющие практическое	Главные значение	Второстепенные	Имеющие практическое значение
т Л -Форстерит» “'ll Диопсид»	кварц плагиоклазы	флогопит	Гроссуляр- магнетит	андрадит	плагиоклазы тремолит	магнетит шеелит
Кальцит • , Флогопит « П 1 Магнетит • •и4 Юкаполит ' fyWOAUV / уЖ 1 Практичес месторожд что из них флогопита, около 30%	шпинель ~ людвигит и другие бораты ^апатит титанит актинолит (тремолит) хондродит . периклаз гумит лазурит 7\Г(А р/ГКарн <ая ценность еннй заключас идет вся доб! около 50% свинца и ци	людвигит	Диопсид-ге- и другие	денбергит бораты	Везувиан лазурит	Эпидот Скаполит Магнетит Волластонит Кварц • ах известно оруденение. скарновых ;тся в том, >1ча слюды-вольфрама, нка, значи-	шеелит молибденит датолит данбурит акеннит гельвин ильваит флюорит касситерит пирит халькопирит кобальтин галенит сфалерит глаукодот золото саффлорит висмутин висмут шмальтин	молибденит кобальтин глаукодот шмальтин саффлорит галенит сфалерит датолит данбурит гельвин халькопирит золото касситерит
тельное количество молибдена, железа, меди и других металлов.
АЛЬБИТИЗАЦИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ В АЛЬБИТИТАХ
Альбититы — метасоматические породы, образующиеся в результате переработки гранитоидов постмагматическими растворами, что ведет к глубокому изменению их состава и структуры. Действие этих растворов приводит к интенсивному развитию в апикальных частях гранитоидов альбита, литиевых слюд и некоторых практически важных минералов — колумбита, пирохлора, циркона, берилла, редкоземельных минералов. Процесс альбитизации типичен для постмагматического натрового метасоматоза, который проявляется* в разных породах. Так,
266
Рис. 150. Ритмично-полосчатое строение скарнов (Приморский край). Темное — геденбергит, светлое — волластонит и датолит
ранее, при рассмотрении пегматитов, мы отмечали V — натро-литиевый тип пегматитов, по А. Е. Ферсману, или IV — редкометально-замещен-ный тип, по К. А. Власову; интенсивное развитие в них альбита ведет в некоторых случаях к тому, что породы можно назвать альбититами..
Существенно альбитизированные граниты называются апогранита-ми. Согласно А. А. Беусу, можно выделять апограниты нормального,, субщелочного и щелочного рядов, минеральные ассоциации и оруденение в них будут различными. В табл. 17 представлены главные, второстепенные и практически важные минералы апогранитов.
Таблица 17
Минералы апогранитов
Главкае	Второстевеивие	Имеющие практическое значение	Главные	В торостемеыные	Имеющие практическое значение
Аиогре Альбит Кварц Микроклин Anorpai Альбит Амазонит Кварц	шиты нормальней- мусковит берилл фенакит бертрандит вольфрамит молибденит ниты субщелочно лепидолит циннвальдит топаз колумбит-танта- лит пирохлор-микро-лнт	е ряда берилл фенакит го ряда иолумбит- таиталит пирохлор	Апогр Альбит Микроклин Кварц	сподумен амблигонит касситерит аниты щелочиогс биотит рибекит эгирни циннвальдит пирохлор циркон колумбит ксенотим гагаринит монацит бастнезит	ряда колумбит-танталит пирохлор
267
Апограниты имеют вертикальную метасоматическую зональность. Общая схема зональности, определяемая строением метасоматической колонки в пределах массивов материнских интрузивных пород, следую-
щая (снизу вверх, по А. А. Беусу):
1)	интрузивная порода,
2)	интрузивная порода с заметным проявлением процессов высокотемпературного постмагматического метасоматоза,
3)	зона развития высокотемпературного окварцевания,
4)	зона преимущественной альбитизации,
5)	зона преимущественной микроклинизации.
Обобщенные метасоматические колонки апогранитов показаны на рис. 151.
Месторождения редких металлов в альбититах известны в Забайкалье и Казахстане. За рубежом богатые месторождения ниобия и тантала связаны с колумбитоносными альбитизированными гранитами Северной Нигерии.
Рис. 151. Зональность альбититов:
а — типичная колонка альбитизиро-ванных щелочных пород с ниобиевой и цирконовой минерализацией (по И. П. Тихоненкову) и б — обобщенная метасоматическая колонка месторождений альбитито-вой формации (по А. А. Беусу):
1 — щелочные породы; 2 — кислые и щелочные интрузивные породы; 3 — альбитит;
4 — кварцевый альбитит; 5 — микро-клинизация, кварцевые микроклиниты, микроклиниты; 6 — концентрация темноцветных и редкометальных минералов в альбитите; 7 — метаморфические сланцы
С процессом альбитизации генетически тесно связан и другой постмагматический метасоматический процесс — грейзенизация.
ГРЕЙЗЕНИЗАЦИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ В ГРЕЙЗЕНАХ
Грейзены1 — метасоматические породы, образовавшиеся в результате переработки постмагматическими газовыми и водными растворами главным образом гранитов, а также эффузивов и некоторых осадочнометаморфических пород, богатых кремнеземом и глиноземом. Как пра-
1 Старинный немецкий термин для кварц-слюдяных околожильных пород с касситеритом.
268
вило, грейзены образуются в куполовидных выступах гранитных интрузий, в их экзоконтактных зонах и вдоль рудных жил. По минеральному составу грейзены — существенно кварц-мусковитовые породы, часто с литиевыми слюдами, топазом, турмалином, флюоритом и такими ценными минералами, как касситерит, вольфрамит, молибденит и берилл. В грейзенах Забайкалья встречается прозрачная разновидность берилла цвета морской воды — аквамарин, являющийся драгоценным камнем.
Грейзены и альбититы возникают благодаря постмагматическим метасоматическим процессам, развиваются в одинаковых породах, глав-
Рис. 152, Схема строения околожильных грейзеновых тел в гранатах Забайкалья (по Ив. Ф. Григорьеву):
1 — граниты биотитовые; 2 — граниты двуслюдяные; 3 — граниты мусковитовые; 4 — мусковит-кварцевый грейзен; 5 — кварц-мусковитовый грейзен; 6 — мусковнто-вый грейзен; 7 — топазовый грейзен; 8 — кварцевый грейзен; 9 — рудные жнлы: касситерит-кварцевые, касситерит-кварц-топазовые, касситерит-вольфрамит-кварцевые
ным образом в апикальных частях гранитоидов и в пегматитах, пространственно сближены и отвечают, по существу, единому метасоматическому процессу, находящему разное выражение в зависимости от изменения кислотности растворов. Процесс грейзенизации несколько более поздний, чем альбитизация, он связан с образованием кварц-мусковитовых пород, возникающих при гидролизе полевых шпатов:
ЗК [Si3Al О8] + 2Н2О-> КА1„ [SisAl О10] (ОН)2 + 2КОН + 6SiO2.
мусковит	кварц
Газовые и водные растворы, вызывающие грейзенизацию, содержат большое количество летучих компонентов: F, С1, В и др., в соединении с которыми происходит транспортировка редких металлов. В частности, наиболее вероятной формой переноса олова (по В. Л. Барсукову) является соединение Na2[Sn(OH, F)6], в котором происходит миграция олова на значительные расстояния и которое объясняет характерный парагенезис касситерита с топазом, флюоритом, слюдами.
В тех случаях, когда грейзенизация происходит вдоль трещин, образуются грейзены зонального строения (рис. 152).
Редкометальные жильные месторождения, например вольфрамитовые месторождения Восточного Забайкалья, и сопровождающие их грейзеновые зоны имеют одинаковый минеральный состав. Исследованиями В. Ф. Барабанова установлено, что все главнейшие минералы рудных жил, в том числе и рудные — вольфрамит, шеелит, пирит, касситерит, «образуются за счет и, что особенно важно, на месте породообразующих минералов гранитоидов и других пород, вмещающих рудные жилы». Им прказано, что вольфрамит и другие минералы могут
269
отлагаться на слюдяные оторочки до появления в жильной трещине кварца.
В апикальных частях гранитоидов количество трещин и жил, вдоль которых происходит грейзенизация, может быть очень велико.
Участки интенсивно грейзенизированных гранитоидов или содержащие обилие различно ориентированных жильных грейзеновых тел носят название штокверков.
Итак, характерные особенности грейзенов:
1) геологическое положение: развитие в апикальных частях гранитоидов, в пегматитах и вдоль рудных жил,
2) минеральный состав: кварц, мусковит или кварц и циннвальдит, а также развитие топаза, берилла, касситерита, вольфра-, мита, арсенопирита, молибденита, турмалина, флюорита.
Главнейшие минеральные ассоциации грейзенов сведены в табл. 18.
Таблица 1S
Минералы грейзенов
Таблица 19
Минералы вторичных кварцитов
Главные	Второстепенные	Имеющие практическое значение	Главные	Второстепенные	1 Имеющие практическое значение
, Кварц!	[касситерит	касситерит	Кварц	диккит	корунд
ф Мхскокит	(турмалин	вольфрамит	Серицит	турмалин	диаспор
v йШинмльдит	«берилл (аквама-рин) вольфрамит шеелит арсенопирит молибденит пирротин халькопирит пирит висмутин козалит	шеелит	Алунит	рутил	алунит
) ТрпазИ 	Флюорит X 		берилл	Каолинит Андалузит Диаспор Пирофиллит Корунд •	дюмортьерит пирит халькопирит молибденит гематит	пирофиллит халькопирит-

ОКВАРЦЕВАНИЕ, СЕРИЦИТИЗАЦИЯ И ДРУГИЕ НИЗКОТЕМПЕРАТУРНЫЕ МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ И ИХ МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ
1)|^\“1омимо рассмотренных метасоматических процессов — скарнооб-'разования, альбитизации и грейзенпзации — следует упомянуть оквар-цевание, серицитизацию и некоторые другие.
Окварцевание — метасоматическое замещение пород кварцем. Окварцевание имеет различный размах в зависимости от состава пород и интенсивности процесса, иногда очень мощного. Особенно характерны вторичные кварциты, образующиеся при гидротермально-метасоматической переработке кислых и средних, главным образом вулканических изверженных пород.
Главные и второстепенные минералы вторичных кварцитов показаны в табл. 19.
Серицитизация — метасоматическое замещение алюмосиликатов (главным образом плагиоклазов) тонкочешуйчатой, иногда волокнистой слюдой — серицитом. Процесс серицитизации широко распространен в горных породах и особенно характерен для колчеданных, медномолибденовых (медно-порфировых) и кварц-золоторудных месторожде
270
ний. Серицитизация в последних случаях проявляется весьма интенсивно, образуются кварц-серицитовые породы, часто содержащие пирит. Кварц-серицитовые породы с пиритом, развитые на Березовском золоторудном месторождении на Урале, были названы Г. Розе березитом-, А. П. Карпинский установил их метасоматическое происхождение: они возникают за счет гидротермально-метасоматического околожильного изменения гранит-порфиров. Образование серицита и кварца за счет разложения полевых шпатов происходит одновременно с пиритизацией пород. С березитами связаны золотоносные кварцевые жилы. Листве-ниты — продукты гидротермального изменения основных пород и серпентинитов. Они представляют собой зернистые породы светло- или ярко-зеленого цвета, состоящие из кварца, карбоната, ярко-зеленого фуксита (хромсодержащая разновидность мусковита) и хлорита. Бере-зиты и листвениты развиты на Березовском золоторудном месторождении на Урале и на некоторых других месторождениях золота.
Для метасоматических пород с серицитом характерны следующие минералы:
главные
второстепенные
кварц
серицит хлориты доломит кальцит анкерит сидерит пирит
турмалин рутил флюорит барит сульфиды Fe, Си, Pb, Zn
К региональным метасоматическим процессам относится пропили-тизация — зеленокаменное метасоматическое изменение вулканических толщ под влиянием восходящих постмагматических растворов. Этот процесс происходит на небольших глубинах. Пропилитизация приурочена к полям распространения вулканогенных пород (андезитов, базальтов и др.) в тектонически ослабленных зонах и сопровождает некоторые рудные жилы.
Для пропилитов характерны следующие минералы:
альбит хлорит эпидот
анкерит кальцит
актинолит серицит
пирит адуляр кварц
К низкотемпературным околожильным метасоматическим процессам относятся эпидотизация, хлоритизация, карбонатизация, цеолитизация и некоторые другие процессы, нередко сопровождающие гидротермальные рудные жилы.
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЙ ПРОЦЕСС И АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ В РУДНЫХ ЖИЛАХ
Гидротермальные растворы — горячие водные растворы, отделяющиеся от магмы или образующиеся в результате сжижения газов (см. рис. 148). Гидротермальные растворы выносят из магматического очага целый ряд соединений металлов. Кроме того, гидротермы могут заимствовать различные вещества из боковых пород, по которым они дви
271
жутся. Большинство металлов, вероятно, находится в растворах в виде сложных комплексных (с галоидами) соединений.
Причина движения гидротерм — разность давлений. Когда внутреннее давление растворов больше внешнего, растворы движутся в сторону наименьшего давления, обычно вверх, к поверхности земли. При движении они используют различные тектонические нарушения, трещины, зоны контактов. По мере удаления растворов от магматического очага температура их падает. Су
Рис. 153. Молибденит в зальбандах кварцевой жилы
ществуют различные причины выпадения минералов из гидротермальных растворов. Это и падение температуры, и снижение-давления, и смена химических условий среды, например встреча с подземными водами, и реакции с вмещающими породами. В результате всех этих причин или некоторых из них гидротермы отлагают свой груз 'в виде .минералов. Выделение минералов из водных растворов (иногда коллоидных) и представляет сущность гидротермального процесса.
Поскольку гидротермы обычно движутся по трещинам, форма большинства гидротермальных минеральных тел жильная.. Главнейший жильный минерал — кварц (кварцевые жилы, рис. 153)..
Гидротермы могут быть высоко-, средне- и .низкотемпературные, и по температуре образова-ншрусловно выделяют следующие гидротермальные месторождения: высокотемпературные (450— 300°), среднетемпературные (300—200°), низкотемпературные (ниже 200°).
Как правило, высокотемпературные гидротермальные мине
ральные тела располагаются ближе к материнскому магматическому очагу, в то время как низкотемпературные — наиболее удалены. Это ведет в известной степени к
зональному расположению продуктов гидротермального процесса по отношению к тому магматическому очагу, которому они обязаны своим происхождением. Так, ближе к гранитным интрузиям и в самих интрузивах располагаются гидротермальные жилы с вольфрамитом, касситеритом, молибденитом, далее — жилы с сульфидами меди, золота, свинца, цинка, серебра, затем сурьмы и ртути. Однако подобная зональность не является строго концентрической, отмечается не всегда и характерна лишь для сравнительно небольших (до 10 км в поперечнике) гранитных
штоков.
Гидротермальный процесс не ограничивается отложением минералов в трещинах с образованием различных жильных тел. Гидротермы так же, как и газы, просачиваются сквозь боковые породы, химически
272
реагируют с ними, замещая их, привнося новые соединения. Так образуются метасоматические тела, имеющие часто трубчатую или неправильную форму и залегающие большей частью среди карбонатных пород.
При гидротермальной переработке вмещающих горных пород последние могут быть сильно изменены. Так образуются некоторые тальковые сланцы. При действии гидротермальных растворов на богатые магнием ультраосновные породы и доломиты образуются асбест, тальк, магнезит, а при действии низкотемпературных сернокислых гидротерм на богатые щелочами породы — алунит.
Гидротермальное происхождение имеет большинство руд цветных, редких и радиоактивных металлов, золото, а также различные неметаллические полезные ископаемые.
В настоящее время высказываются соображения о том, что гидротермальные растворы, несущие оруденение, не обязательно должны быть магматогенными. Это основывается на следующем. Вместе с осадочными породами в глубокие горизонты литосферы попадают огромные количества воды и газов как в свободном виде (подземные, пленочные и волосные воды), так и в связанном (кристаллизационная, коллоидная вода). Вся литосфера как бы пропитывается водой и газами. Известно, что слабоминерализованные близ поверхности подземные воды на глубине превращаются в рассолы с минерализацией до 300 г/л и более. Температура этих вод на глубине 4—5 км возрастает до 150°. Многие воды обогащены (за счет выщелачивания из вмещающих пород) типичными элементами рудных месторождений — Си, РЬ, Zn, летучими соединениями — S, F, В, Cl, As и многими другими. Эти высококонцентрированные термальные водные растворы по существу и могут быть теми растворами, которые мы называем гидротермальными. Они могут переносить элементы в тонной и коллоидной формах, в форме различных сложных комплексов и при изменении условий отлагать их в виде труднорастворимых соединений — минеральных тел. Эти же растворы могут вызывать и метасоматические изменения горных пород и руд.
Применительно к гидротермальным месторождениям В. И. Смирнов (1976) показал, что признаки температуры и глубины образования не могут быть положены в основу их генетической классификации. Среди гидротермальных месторождений им выделены три класса: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный или телетермальный (стра-тиформный). Такая классификация проста и удобна для гидротермальных месторождений и, следовательно, для рудных минеральных ассоциаций.
Плутоногенные гидротермальные минеральные ассоциации связаны с кислыми и умеренно кислыми магматическими породами. Они располагаются в кровле интрузивов или на незначительном удалении от них в осадочно-метаморфических породах и образуются в результате выпадения минералов из постмагматических гидротермальных растворов. Температура процесса от 450 до 50° С. Форма минеральных тел разнообразна, главным образом жильная.
Характерны кварцевые жилы и ассоциации рудных минералов с кварцем, иногда с обильными сульфидами, иногда с карбонатами без кварца. К плутоногенным гидротермальным парагенезисам принадлежат минеральные ассоциации оловянных и оловянно-вольфрамовых жил, золото-кварцевых, кобальт-никель-мышьяковых, полиметаллических (свинцово-цинковых), кобальт-никель-серебро-висмут-урановых жил и др. Эти минеральные ассоциации приведены в табл. 20.
273
Таблица 20
Минералы плутоногенных гидротермальных рудных жил
Жильные	Рудные	Имеющие практическое значение	Жильные	Рудные	Имеющие практическое значение
Оло и Кварц Адуляр Мусковит Циннвальдит Топаз Флюорит Анкерит Родохрозит Кальцит Околожильные Зол)	вянные, вольфрам молибденовые ж касситерит вольфрамит висмутин арсенопирит молибденит берилл пирит пирротин халькопирит шеелит золото магнетит изменения: грей. это-кварцевые жг	ювые илы касситерит вольфрамит молибденит берилл висмутин золото 5енизация. лы	Кобалы (пяти Кварц Кальцит Анкерит Барит	-никель-серебро-Е урановые жилы элементная форм кобальтин шмальтин иикелин раммельсбергит саффлорит герсдорфит пираргирит прустит серебро блеклые руды настуран гематит висмут	шемут- ация) арсениды никеля н кобальта настуран висмут прустит пираргирит серебро
Кварц Анкерит Барит	пирит халькопирит арсенопирит	золото	Околожильные изменения: карбонатизация, гематитизация, хлоритизация.		
	галенит золото блеклые руды		Полиметаллические и свинцово-цинковые жилы		
Околожильные лнетвенитиз. Кобальт-1 Кальцит Доломит Кварц	шеелит айкинит изменения: щия. шкель-мышьяков никелин раммельсбергит шмальтин саффлорит леллингит скуттерудит блеклая руда халькопирит	5ерезитизация, не жилы арсениды никеля и кобальта	Кварц Кальцит Барит Сидерит Анкерит Флюорит • . Околожильны хлоритизац	халькопирит сфалерит галенит пирит пирротин золото арсенопирит блеклые руды борнит в изменения: с ая, карбонатизаци	халькопирит сфалерит галенит золото блеклые руды борнит ерицитизация, я.
Околожильные изменения: хлоритизация, кар-бонатизация.					
Примерами месторождений указанных рудных минеральных ассоциаций, главным жильным минералом которых является кварц, могут служить Ононское касситеритовое, Чикойское молибденитовое и Бу-кукинское вольфрамитовое месторождения Забайкалья, Березовское золотое с пиритом и Кочкарское золотое с арсенопиритом месторождения Урала, халькопиритовые месторождения Алмалык в Узбекистане и Каджаран в Армении, висмутовое месторождение Адрасман в Узбекистане, Садонская группа (Садон, Эгид, Холст) полиметаллических месторождений Северного Кавказа, кобальт-никелЬ-мышьяковое месторождение Ховуаксы в Туве, золотые месторождения Северо-Востока СССР и многие другие.
274
Вулканогенные гидротермальные минеральные ассоциации генетически связаны главным образом с наземным андезит-дацитовым вулканизмом. Месторождения находятся либо среди самих вулканитов, либо в перекрывающих их породах, иногда приурочены к жерлам вулканических аппаратов. Глубина формирования вулканогенных ассоциаций гораздо меньшая, чем плутоногенных — обычно не более 1—2 км. К вулканогенным рудным минеральным ассоциациям принадлежат зо-.лото-серебряные, сульфидно-касситеритовые, полиметаллические медные (халькопирит-энаргит-халькозиновые),. медно-молибденовые (про-жилково-вкрапленные), ртутные с мышьяком руды и некоторые другие. Примеры вулканогенных гидротермальных минеральных ассоциаций приведены в табл. 21.
Таблица 21
Минералы вулканогенных гидротермальных рудных жил					
Жильные	Рудные	Имеющие практическое значение	Жильные	Рудные	Имеющие практическое значение
Золото-кварце Кварц (опаловидный) Халцедон Адуляр •Флюорит Барит Антимонит	вые и золотей жилы золото алтаит пирит марказит халькопирит сфалерит пираргирит антимонит -ферберитов ые	зеребряные золото теллуриды золота пираргирит * жилы	Мед( (мед Вмещающие породы: кварц-серицитовые, вторичные кварциты по гранодио-рит-порфирам	ю-молибденов но-порфировые руды пирит халькопирит молибденит энаргит борнит блеклая руда галенит сфалерит	ые ) халькопирит энаргит борнит молибденит
Кварц Халцедон Квар и сульфидно	антимонит ферберит арсенопирит реальгар киноварь (аурипигмент) ц-касситерито1 -касситеритов!	ферберит гые ле жилы	Колч Кварц Барит Карбонаты	еданные зале пирит халькопирит сфалерит блеклые руды борнит халькозин золото	нки халькопирит галенит сфалерит блеклые руды золото
Кварц Топаз Хлорит Турмалин	касситерит деревянистое олово пирротин пирит халькопирит арсенопирит	касситерит деревянистое олово	Околорудные изменения: серицитизация, хлоритизация, пропилитизация, алунитизация.		
С подводными вулканическими извержениями основной, средней, кислой магмы (базальтами, андезитами, липаритами) генетически связаны колчеданные залежи, сложенные в основном пиритом, иногда халькопиритом, сфалеритом, галенитом и реже другими сульфидами. Колчеданные залежи формируются на путях восходящих постмагматических растворов, т. е. их связь с вулканизмом устанавливается достаточно четко. Иногда колчеданные залежи относят к вулканогенно-осадочным образованиям, подчеркивая, что рудные минералы могли образоваться на дне моря, но обязательно в генетической связи с вулканической деятельностью. Минералы ассоциации колчеданных залежей приведены в табл. 21.
275
Амагматогенные (немагматогенные) гидротермальные ассоциации не имеют видимой связи с плутоническими (глубинными) или вулканическими породами. Эту связь можно лишь предполагать, что раньше и делали, называя эти месторождения телетермальными. Впоследствии оказалось, что многие свинцово-цинковые и медные месторождения, относимые к этой группе, имеют строгий стратиграфический контроль, т. е. приурочены к определенным стратиграфическим горизонтам, являются стратиформными.
К амагматогенным месторождениям принадлежат крупнейшие медные месторождения типа медистых песчаников (Джезказган в Казахстане, Удоканское в Читинской области, за рубежом — месторождения Замбии и Заира) и свинцово-цинковые месторождения хр. Каратау в Казахстане (Миргалимсайское и др.), Жайрем в Центральном Казахстане и месторождения Три-Стейт (США). Медное оруденение приурочено к песчаникам, свинцово-цинковое — к карбонатным породам.
Минеральное вещество руд имеет, по-видимому, первично-осадочное происхождение, а затем претерпевает различные преобразования, в том числе и под влиянием растворов, не связанных с магматической деятельностью.
Минеральный состав медных и свинцово-цинковых месторождений довольно прост (табл. 22).
Если для отмеченных выше медных и свинцово-цинковых месторождений видимой связи с магматизмом не устанавливается, то для
Таблица 22
Минералы амагматогенных (телетермальных) гидротермальных рудных тел
Жильные	Рудные	Имеющие практическое значение	Жильные	Рудные	Имеющие практическое значение
Месторождения Оруденение приурочено к песчаникам с карбонатным цементом	типа медисты борнит халькозин халькопирит галенит пирит сфалерит блеклые руды	х песчаников борнит халькозин халькопирит галенит блеклые ру- ды	Сурьмя» Кварц Карбонаты Барич» Ртутно-сурь Карбонаты Кварц Халцедон Флюорит Барит Ртутно-мыш» Кальцит Доломит Кварц Опал Флюорит Барит Флюорит»	1ые месторож^ антимонит мяные местор киноварь антимонит марказит	едения антимонит ождения киноварь антимонит
Свинцово-ц» (ст Оруденение приурочено к карбонатным породам Барит Халцедон Кварц	шковые местом ратиформные) галенит сфалерит халькопирит пирит марказит	юж де ния галенит сфалерит		•яковые место киноварь антимонит марказит реальгар аурипигмент эвые месторо»	рождения киноварь антимонит [деиия
Ртутные месторождения			Кварц Халцедон Кальцит Опал Барит Баритов Кварц Кальцит Флюорит	флюорит	флюорит
Кальцит Доломит Кварц Опал Диккит Барит	киноварь	киноварь		ые месторожд барит	ения барит
276

Амагматогенные (немагматогенные) гидротермальные ассоциации не имеют видимой связи с плутоническими (глубинными) или вулканическими породами. Эту связь можно лишь предполагать, что раньше и делали, называя эти месторождения телетермальными. Впоследствии оказалось, что многие свипцово-цинковые и медные месторождения, относимые к этой группе, имеют строгий стратиграфический контроль, т. е. приурочены к определенным стратиграфическим горизонтам, являются стратиформными.
К амагматогенным месторождениям принадлежат крупнейшие медные месторождения типа медистых песчаников (Джезказган в Казахстане, Удоканское в Читинской области, за рубежом — месторождения Замбии и Заира) и свинцово-цинковые месторождения хр. Каратау в Казахстане (Миргалимсайское и др.), Жайрем в Центральном Казахстане и месторождения Три-Стейт (США). Медное оруденение приурочено к песчаникам, свинцово-цинковое — к карбонатным породам.
Минеральное вещество руд имеет, по-видимому, первично-осадочное происхождение, а затем претерпевает различные преобразования, в том числе и под влиянием растворов, не связанных с магматической деятельностью.
Минеральный состав медных и свинцово-цинковых месторождений довольно прост (табл. 22).
Если для отмеченных выше медных и свинцово-цинковых месторождений видимой связи с магматизмом не устанавливается, то для
Таблица 22
Минералы амагматогенных (телетермальных) гидротермальных рудных тел
Жильные	Рудные	Имеющие практическое значение	Жильные	Рудные	Имеющие практическое значение
Месторождения Оруденение приурочено к песчаникам с карбонатным цементом Свинцово-ц» (ст Оруденение приурочено к карбонатным породам Барит Халцедон Кварц	типа медиеты борнит халькозин халькопирит галенит пирит сфалерит блеклые руды !нковые место! ратиформные) галенит сфалерит халькопирит пирит марказит	х песчаников борнит халькозин халькопирит галенит блеклые ру- ды )ож дения галенит сфалерит	Сурьмя Кварц Карбонаты Барит Ртутно-сурь Карбонаты Кварц Халцедон Флюорит Барит Ртутномыш» Кальцит Доломит Кварц Опал Флюорит Барит Флюорит»	1ые месторож антимонит мяные местор киноварь антимонит марказит •яковые место киноварь антимонит марказит реальгар аурипигмент эвые месторол	цения антимонит ождеиия киноварь антимонит рождения киноварь антимонит сдення
Ртутные месторождения			Кварц Халцедон Кальцит Опал Барит Баритов Кварц Кальцит Флюорит	флюорит	флюорит
Кальцит Доломит Кварц Опал Диккит Барнт	киноварь	киноварь		ые месторожд барит	ения барит
276
месторождений сурьмы и ртути, также относимых к амагматическим, такую связь можно предполагать с большей вероятностью. Это предположение исходит из того, что соединения ртути, сурьмы и мышьяка очень летучи, могут возгоняться из больших глубин, и, кроме того, минералы мышьяка и ртути находятся часто среди вулканических пород и обнаружены при современной вулканической деятельности (например, киноварь в возгонах вулкана Менделеева на о. Кунашир).
Источником рудного вещества сурьмяно-ртутных месторождений являются, по-видимому, глубинные очаги. Об этом говорит приуроченность минерализации к глубинным разломам.
Месторождения сурьмы и ртути имеют большое практическое значение. Среди них можно отметить ртутные месторождения — Хайдар-кан в южной Фергане, Акташ на Алтае, Никитовка в Донбассе, Альмаден в Испании и др.; месторождения сурьмы — Кадамджайское в предгорьях Алайского хребта, Абшир и другие в Средней Азии, Тур-гайское в Казахстане, Си-Гуаныпань в Китае и др.
Телетермальные месторождения дают более 95% добычи ртути и. около 80% сурьмы. К телетермальным принадлежат также крупные месторождения флюорита — Такоб, Аурахмат в Средней Азии, Амдерма на побережье Карского моря и др.; месторождения барита — Кутаисское в Грузии, Арпакленская группа месторождений в Туркмении и др.; оптического сырья (исландского шпата, флюорита, барита) и относительно небольшие месторождения оловянно-вольфрамовых и золото-серебряных руд. Как правило, телетермальные месторождения сложены небольшим числом как рудных, так и жильных минералов. Это обстоятельство объясняется В. ГТ. Федорчуком «высокой степенью» отсепа-рированности «рудообразующих растворов, прошедших к местам локализации весьма длительный путь...».
Минеральные ассоциации амагматогенных месторождений приведены в табл. 22.
ПРОЦЕССЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ В КОРАХ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Казалось бы, можно полагать, что геохимия процессов гипергенеза проста. Здесь, на поверхности земли, видно, как образуются коры выветривания, возникают осадки и затем осадочные минералы и горные породы. Все как будто ясно и понятно. Другое дело минералообразование в эндогенных условиях, где нам ничего не видно, все малопонятно, и мы привлекаем для объяснения генезиса пород и руд гипотезы,, некоторые экспериментальные данные и уравнения термодинамики. Однако это не совсем так. Наибольшее разнообразие факторов и большую сложность представляют именно процессы выветривания и осадконакопления, так как только в условиях поверхности земли мы наблюдаем максимально возможные качественные и количественные разнообразия сочетаний химических элементов и, следовательно, пород, руд и минералов.
Экзогенные процессы обязаны солнечной энергии. Все разнообразие их может быть сведено к выветриванию горных пород и руд и осадкообразованию — двум главным процессам, которые тесно связаны между собой (рис. 154).
277
Выветривание — совокупность процессов, приводящих к механическому разрушению и химическому разложению горных пород и минералов, не устойчивых в условиях поверхности земли. Агентами выветривания являются вода и ветер, колебания температуры, кислород и углекислота воздуха, жизнедеятельность организмов. Интенсивность выветривания зависит от климата и рельефа местности, химического состава пород, гидрохимических условий. При преобладании тех или иных агентов выветривания различают физическое (или механическое),
Рис. 154. Схема экзогенных процессов
химическое и биохимическое выветривание. Первое заключается в механическом раздроблении горных пород, их дезинтеграции, второе — в химическом разложении минералов (растворении, окислении, карбо-натизации, гидратации) и образовании новых продуктов, устойчивых в зоне выветривания. В биохимическом выветривании участвуют растения и живые организмы (например, бактерии). Процессы физического, химического и биохимического выветривания взаимосвязаны, протекают одновременно, но в зависимости от физико-географических условий может резко преобладать одно из них. Процессы выветривания происходят не только на суше, но и в гидросфере — на дне океанов и морей. Здесь вследствие солености морской воды, ее температуры, дав-.ления и газового режима также идет разложение минералов и горных пород. Совокупность всех этих сложных процессов разложения и изменения носит название подводного выветривания или гальмиролиза
Устойчивость главных породообразующих минералов к выветриванию различна и примерно обратная той последовательности, при которой эти минералы выделяются и'з расплава. Так, наиболее устойчивым минералом является кварц, менее устойчив микроклин, плагиоклазы, мусковит, еще менее устойчив биотит, амфиболы, пироксены и наименее устойчив оливин. Основные плагиоклазы гораздо легче подвергаются выветриванию по сравнению с кислыми. Соответственно ультра-юсновные и основные породы гораздо в большей степени подвержены
278
выветриванию, чем, например, граниты. Другими, весьма устойчивыми' к выветриванию, являются минералы из группы окислов — шпинель, рутил, анатаз, корунд, силикаты — турмалин, топаз, циркон, самородные— алмаз, платиноиды. Устойчивы многие минералы метаморфических толщ — гранаты, дистен, силлиманит, сфен и др. Следовательно,, устойчивыми при выветривании являются кислородсодержащие минералы, это и понятно, поскольку они возникли в кислородной среде. Сульфиды — неустойчивые минералы в коре выветривания, они легко разлагаются и образуют многочисленные вторичные минералы.
При химическом выветривании происходит химическое разложение минералов и образуются новые минералы, устойчивые в поверхностных условиях. Химическое разложение пород и минералов обязано совокупному действию многих химических реакций, важнейшие из которых гидролиз, окисление (а в некоторых случаях и восстановление), кар-бонатизация и гидратация.
Гидролиз заключается в реакциях ионов Н+ и ОН~ воды с ионами минералов. При этом силикаты медленно растворяются, образуя вторичные продукты, например при гидролизе калиевого полевого шпата образуется каолинит (гидролиз часто сопровождается действием углекислоты) :
К [SisA!O8] +Н2О +СО2-^ Al4[Si4O10] (ОН)8 + K2COS +SiO2.
калиевый	каолинит
полевой
шпат
Окисление протекает в водной и воздушной среде при наличии свободного кислорода и касается прежде всего такого распространенного элемента, как железо. Разложение железосодержащих минералов и переход железа из двухвалентного в трехвалентное, обычно совместно с процессом гидратации, — характернейший процесс зоны гипергенеза. На выветрелых поверхностях горных пород и руд всюду видно скопление бурых гидроокислов железа. В рудных сульфидных месторождениях они образуют мощные «железные шляпы» — хороший поисковый признак на руду.
Восстановление — процесс, обратный окислению, происходит благодаря наличию захороненного органического вещества (Сорг) и деятельности микроорганизмов в почвенных горизонтах и некоторых водоемах, лишенных свободного кислорода. Примером образования минералов в восстановительных условиях может служить образование сидерита при восстановлении гидроокислов железа органическим веществом:
Fe2Os • nH2O + C-^-FeCOs.
Карбонатизация — процесс взаимодействия в водной среде карбонатных и бикарбонатных ионов с минералами горных пород, в результате чего последние разрушаются с образованием карбонатов. Обычно карбонатизация сопровождает гидролитическое разложение силикатов (см. выше реакцию образования каолинита — процесс каолинизации). Аналогичное действие гидролиза и карбонатизации применительно к ультраосповным породам приводит их к серпентизации:
4Mg2 [S iOJ + 4Н2О + 2СО2 -> Mge [Si4 О10] (ОН)8 + 2MgCOs.
оливин	серпентин	магнезит
(форстерит)
279
Гидратация — добавление (различного количества) воды, например:
Fe2O3 + nH2O FeaO3 • пН2О.
Образование гидроокислов железа и марганца, гипса, опала и многих других водных минералов весьма характерно для коры выветривания.
Все указанные выше процессы нередко сопровождают друг друга ;и широко распространены в зоне гипергенеза, они происходят с увеличением объема вещества. Характеризуя процессы выветривания, следует отметить большую роль, которую играют микроорганизмы, усиливающие и иногда изменяющие окислительно-восстановительные условия существования минералов. Их роль столь велика, что ставятся вопросы биологического обогащения полезных ископаемых. В результате механического, химического и биохимического выветривания разлагаются силикаты и алюмосиликаты — главные породообразующие минералы земной коры. При этом происходит вынос растворимых продуктов реакций — солей К, Na, Са, Mg, Fe2+ и накопление труднорастворимых продуктов — А120з, Fe2O3, TiO2, SiO2. Растворимые продукты выносятся из зоны выветривания и могут мигрировать на значительные расстояния, некоторые из них достигают океанов и морей. При благоприятных условиях среды растворимые продукты выпадают в виде минералов.
Труднорастворимые продукты выветривания остаются на месте разрушения пород и руд или незначительно перемещаются. Так образуются коры выветривания, в виде плащей покрывающие иногда значительные площади или приуроченные к линейным зонам тектонических нарушений, вдоль которых происходит механическое разрушение пород, способствующее проникновению вод и газов, а тем самым и выветриванию.
В составе кор выветривания в зависимости от интенсивности процесса можно выделить вторичные (гиц^ргенные) минералы, обязанные выветриванию, и сохранившиеся остатки первичных невыветрелых минералов. Количество тех и других может быть различным. Переходы между корой выветривания и первичной породой, как правило, постепенные.
Изучением кор выветривания и связанных с ними полезных ископаемых занимались многие русские и советские геологи — П. А. Земят-ченский, К. Д. Глинка, В. И. Вернадский, И. И. Гинзбург, И. Д. Сед-лецкий, Б. Б. Полынов, Б. П. Кротов, И. А. Рукавишникова, К. К. Никитин, Г. И. Бушинский и в настоящее время проводят исследования А. И. Перельман, В. П. Петров, Л. К. Яхонтова, А. Г. Коссовская и др.
Физико-химические условия образования кор выветривания, их стадийность, зональность, миграция элементов достаточно хорошо изучены. Направление выветривания и состав гипергенных минералов зависят от многих факторов — минерального состава и структуры пород, климатических, морфологических и гидрохимических условий района. Различают несколько типов кор выветривания. Главнейший из них — латеритный. Латеритное выветривание алюмосиликатных магматических пород происходит в условиях жаркого и влажногр климата и, что особенно характерно, при чередовании засушливых и дождливых сезонов (Африка, Южная Америка, Юго-Восточная Азия). Эти условия необходимы для мощного химического разложения магматических .пород. Химизм процесса латеритизации заключается в выносе кремне-
280
кислоты и щелочных элементов с образованием гидратов окислов алюминия и железа.
Латериты — остаточные (элювиальные) образования при выветривании кислых, щелочных и ультраосновных пород. Они богаты глиноземом и состоят в основном из диаспора, бёмита, гидраргиллита и гидроокислов железа, которые представлены как аморфными, так и кристаллическими разностями. Цвет латеритов красный (от гидроокислов железа, отсюда и происходит название: лат. «латер» — кирпич). Латериты могут быть мягкими или плотными (твердость от 2 до 6), обычно землистые, часто имеют бобовое сложение. Мощность их достигает десятков метров, иногда свыше 100 м. Изучение латеритов и вертикальной зональности пород при латеритном выветривании имеет большое значение для поисков и разведки бокситов.
Бокситами называются осадочные или остаточные горные породы, являющиеся рудой на алюминий. Они состоят из гидратов окислов алюминия — диаспора, бёмита, гидраргиллита, с примесью гидратов окислов железа, железистых хлоритов, каолинита, SiO2 и TiO2. По минеральному составу выделяют диаспоровый, бёмитовый (моногидрат-ный) и гидраргиллитовый (тригидратный) бокситы.
Макроскопически бокситы представляют собой тонкодисперсную мягкую или плотную породу. Твердость их обычно 2—4; плотность около 2,5. Цвет белый, серый, желтый, красный, особенно характерны белые и красные цвета (в зависимости от содержания железа). Бокситы часто имеют хорошо выраженную оолитовую структуру; нередко они похожи на глинистые породы; мало гигроскопичны, в отличие от каолина они тощие.
Бокситы имеют большое практическое значение как важнейшая руда на алюминий. Содержание А12О3 в них должно быть при этом не меньше 45%, содержание окиси железа не играет большой роли и допускается до 20—25%. Главная вредная примесь — кремнекислота;
V	A. IoOq
кремниевый модуль —-— в промышленных рудах должен быть Si О2
не меньше 2,6.
При метаморфизме бокситовых пород образуются корундовые породы и наждаки.
При выветривании серпентинизированных ультрабазитов возникают нонтронит — минерал непостоянного химического состава (иногда содержащий никель, изоморфно замещающий магний), монтмориллонит, галлуазит, гидроокислы железа и марганца (иногда с кобальтом), халцедон, опал, магнезит, кальцит, кварц. Никельсодержащие нонтрониты Южного Урала и Западного Казахстана являются хорошей рудой на никель (Буруктау, Новая Бурановка, Чугуевское и др.; рис. 155). Помимо силикатных никелевых руд при выветривании серпентинитов происходит концентрация железа, марганца и кобальта, что приводит к образованию месторождений бурых железняков — природно-легированных руд. Ценным минеральным сырьем при выветривании серпентинитов является также магнезит. Он образуется при гидролитическом действии воды, богатой углекислотой, на серпентиниты. Растворы, содержащие магний, отлагают в более глубоких горизонтах (слабо измененных серпентинитах) магнезит:
MgB [$*4 O10I (ОН) 8 + Н2О + СО2 -*• M.g СО3 + SiO2 • п Н2О. серпентин	магнезит
Минералы остаточных бокситовых месторождений, образующиеся при латеритном выветривании ультраосновных и щелочных пород в
Ю Л. В. Миловский, О. В. Кононов
281
условиях жаркого и влажного климата, и минералы силикатно-никеле-вых месторождений по серпентинизированным ультраосновным породам» приведены в табл. 23.
Если для латеритного выветривания с образованием гидратов окислов алюминия (бокситов) и железа (бурых железняков) необходим жаркий тропический климат и щелочная среда, то в умеренном кли-
Рис. 155. Никельсодержащие нонтрониты, возникшие при выветривании ультрабазитов. Месторождение Новая Бурановка в Актюбинской области (Западный Казахстан):
1 — почвенный слой; 2 — зона охр; 3 — никельсодержащие нонтрониты;
4 — серпентиниты; 5 — дайкн габбро-диабазов
мате в слабокислой или нейтральной среде выветривание гранитов и гнейсов идет с образованием каолиаита. Минералогия этих образований проста: главным минералом является каолинит, иногда в смеси с галлуазитом и халцедоном, встречаются реликтовые минералы пород (см. табл. 23). Остаточные каолинитовые месторождения известны на Украине, они приурочены к длительно образовывавшейся коре выветривания докембрийских гранитов и гнейсов (Глуховецкое и Турбинское в Киевской области, Просянское в Днепропетровской и др., а также в других регионах — на Урале, в Западной Сибири и др.). .
Ь ' Своеобразные коры выветривания возникают на рудных, особенно сульфидных, месторождениях. Они обычно фигурируют в учебной и ) / научной литературе как зоны окисления рудных месторождений. Во ' / вскрытых эрозией рудных жилах первичные (гидротермальные и др.) / рудные минералы, в особенности сульфиды, легко разрушаются и пе-' реходят в многочисленные, иногда очень яркие, вторичные, окисленные минералы — сульфаты, окислы, карбонаты, фосфаты и другие соединения. В результате образуются зоны окисления сульфидных месторождений, или «железные шляпы». Такое название эти зоны получили благодаря бурым окислам железа, которые концентрируются в верхней, окисленной части месторождения. «Железные шляпы» имеют большое поисковое значение, они указывают на наличие на некоторой глубине сульфидного месторождения. Изучением минералогии зоны окисления рудных месторождений занимались С. С. Смирнов, И. П. Пилипенко, Ф. Н. Чухров, Л. К. Яхонтова и другие ученые.
282
Таблица 23
Минералы кор выветривания горных пород
Тип выветривания	Главные и второстепенные	Имеющие практическое значение
Латеритное выветривание в условиях жаркого и влажного климата ульт-раосновных, щелочных и кислых пород (щелочная среда)	А. Бокситовые месторождения	
	диаспор бемит гидраргиллит гидроокислы Fe каолинит	диаспор	) бемит	> бокситы гидраргиллит J
	Б- Силикатно-никелевые месторождения (иногда никель-кобальтовые)	
	серпентин (хризотил, антигорит) нонтронит никелевый нонтронит галлуазит никельсодержащие железистые монтмориллонит и бейделлит гидрогематит гетит гидрогетит гидроокислы Мп и Со гарниерит ревдинскит магнетит магнезит кальцит хромит хлорит халцедон опал гипс В. Месторождения бч гидрогематит гетит гидрогетит н другие гидроокислы Fe гидроокислы Мп, Со и Ni гидроокислы А1 нонтронит каолинит силикаты Ni хлорит	N i-содержащий нонтронит ревдинскит гарниерит гидроокислы Со железные и другие охры как минеральные краски рых железняков гидроокислы Fe (а также гидроокислы Мп, Ni, Со — природ но-легированные руды)
Каолинитовое выветривание кислых пород в условиях умеренного климата (слабокислая или нейтральная среда)	каолинит галлуазит монтмориллонит халцедон опал гидроокислы Fe аллофан гидрослюды	каолинит
Окисляющиеся сульфидные месторождения нередко имеют зональное строение (рис. 156). Согласно С. С. Смирнову, верхнюю часть занимает зона окисления, или зона «железной шляпы», которая в свою очередь подразделяется на верхнюю выщелоченную зону и нижнюю богатую окисленную зону.
10*
283
В самой верхней части зоны окисления, богатой кислородом, сульфиды окисляются в сульфаты, например:
CuFeS-2 + 4О2 — Fe SO4 + CuSO4 халькопирит или
\ Zn S + 2О2 = Zn SO4.
3 сфалерит
Сульфаты легко растворимы, они просачиваются в нижнюю часть зоны окисления, где образуются новые минералы — малахит, азурит, смитсонит, церуссит, хризоколла, гипс, опал и др.:
2CuSO4 + 2СаСО3 + 5Н2О =Cu2 [СО3] (ОН)2 + 2Ca[SO4] • 2Н2О + СО2; малахит	гипс »•
Zn SO4 + СО2 + Н2О = Zn [СО3] + н2 so4. смитсонит
Зона окисления сложена в основном лимонитом, или бурым железняком. Схема превращений соединений железа в зоне окисления сульфидов, согласно С. С. Смирнову, может быть представлена в виде
FeS2 -+ FeSO4-> Fe2 (SO4)3 ->
Fe (OH)3 -* Fe2O3 • n H2 O.
Ниже уровня грунтовых вод следует зона цемента» ции, или вторичного сульфидного обогащения, ниже которой находятся первичные неокисленные руды. В зоне цементации вновь образующиеся минералы как бы цементируют рудную залежь, выполняя трещины и поры. Воды содержат здесь сероводород и серную кислоту; в них отсутствует свободный кислород. Сульфаты
металлов (главным образом меди) реагируют с первичными рудами, в результате чего образуются вторичные сульфиды:
FeS2 + CuSO4 + Н2О —>Cu2S + CuS + FeSO4 + H2SO4. халькозин ковеллин
В зоне цементации образуются руды меди, серебра, золота, свинца и цинка. Наиболее мощные зоны цементации формируются в тех случаях, когда первичные руды представлены пиритом и халькопиритом, поэтому особенно большое значение эта зона имеет для медных месторождений, где халькозин Cu2S, ковеллин Cu2+Cu2+S[S2] и борнит Cu5FeS4 образуют иногда значительные скопления. Минеральные ассоциации зоны окисления медных и полиметаллических месторождений приведены в табл. 24.
Рис. 156. Строение зоны окисления сульфидных месторождений (схема):
1 — выщелоченная зона; 2 — богатая окисленная зона; 3 — зона цементации (зона вторичного сульфидного обогащения), 4 — зона первичных (неокисленных) руд
284
Таблица 24
Минералы зоны окисления сульфидных месторождений
Главные	Второстепенные	Имеющие практическое значение	Главные	Второстепенные	Имеющие практическое значение
Медны Гипс Арагонит Гидроокислы Fe Халцедон Ярозит Хризоколла Малахит Азурит Самородная медь Куприт Золото Ковеллин Борнит Халькозин	е месторождеь мелантерит халькантит брошантит диоптаз либетенит фосфаты, арсенаты Си	1ИЯ борнит халькозин ковеллин золото малахит самородная медь куприт	Свинцово-ци Гипс 'Арагонит Гидроокислы Fe Церуссит Англезит Плюмбоярозит Вульфенит Смитсонит Каламин	нковые место{ пироморфит миметезит ванадинит крокоит железистый смитсонит виллемит гидроцинкит аурихальцит	юждения церуссит англезит смитсонит каламин

Окисление арсенопирита ведет к появлению гидроокислов железа и скородита; арсениды никеля и кобальта в зоне окисления образуют яркие аннабергит и эритрин, для кобальта характерна связь с гидро-окислами марганца — асболановые руды. Обширная группа трудно-диагностируемых минералов возникает при окислении антимонита Sb2S3 и других минералов сурьмы — валентинит, сенармонтит, стибиконит и др.; их часто называют обобщающим термином, «сурьмяная охра». При окислении висмутина возникает висмутовая охра — бисмит, молибденита— ярко-желтая молибденовая охра — ферримолибдит. Для зоны окисления молибденита характерен также повеллит. Прустит и пираргирит в зоне окисления переходят. в самородное серебро, электрум, кераргирит и аргентит — все они при значительных скоплениях могут иметь практическое значение.
Для зоны железной шляпы характерно накопление золота не только на золоторудных месторождениях, но и на месторождениях других типов, например колчеданных. Многочисленные вторичные минералы возникают в зоне окисления урановых месторождений: уранофан, казолит, отунит, торбернит, цейнерит, сульфаты и карбонаты урана.
Как мы видим, в коре выветривания (зоне окисления) сульфидных месторождений образуется много новых вторичных минералов. Они отображают химический и минеральный состав первичных руд, служат хорошим признаком оруденения на глубине и сами иногда весьма важны в практическом отношении (руды меди, золота и др.).
По аналогии с зоной окисления, или зоной железной шляпы, сульфидных месторождений при выветривании осадочных и карбонатных марганцевых руд образуются скопления черных окислов и гидроокислов марганца (псиломелан и др.), переходящие на глубине в марганецсодержащие породы. Такие скопления называют марганцевыми шляпами. Кроме того, существуют еще гипсовые шляпы. При выветривании соляных месторождений хлориды и сульфаты Na, К и Mg как легкорастворимые соли вымываются, а труднорастворимые гипс и ангидрит остаются на месте, образуя, таким образом, гипсовые или гипсово-ангидритовые шляпы. Для некоторых гипсовых шляп характерна кон
285
центрация труднорастворимых боратов — гидроборацита, иньоита, колеманита, пандермита, улексита и других, имеющих иногда практическое значение (Западный Казахстан).
ОСАДКООБРАЗОВАНИЕ
И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ НЕКОТОРЫХ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД И РУД
Продукты выветривания могут оставаться на месте разрушения или перемещаться на различные расстояния. Если продукты выветривания остаются на месте разрушения пород и руд, возникают коры выветривания (элювий в результате физического и остаточные образования в результате химического выветривания). Однако на месте разрушения обычно остается небольшая часть продуктов выветривания. Основная масса их переносится текучими водами, ветром, льдом, орга-_ низмами. Особенно велика в этом отношении транспортирующая роль' водных потоков, переносящих огромное количество материала.
Продукты выветривания переносятся водными потоками либо в виде твердых частиц (при отложении их образуются механические осадки), либо в растворенном состоянии (химические и биохимические осадки). Так формируются многочисленные и разнообразные осадочные ассоциации минералов.
Механические частицы и растворенные вещества в процессе осадкообразования выпадают в определенной последовательности — происходит осадочная дифференциация продуктов выветривания. Различают механическую и химическую осадочную дифференциацию.
Механическая дифференциация — разделение и последовательное выпадение частиц разрушенных пород в процессе осадкообразования' по величине частиц, форме и плотности,.
Химическая дифференциация — последовательное выпадение веществ, находящихся в растворенном состоянии. Эта последовательность зависит от степени растворимости веществ и физико-химических условий растворов (концентрации, температуры, давления, кислотности или щелочности среды и др.).
Механическая и химическая дифференциация тесно сочетается друг с другом (рис. 157). Обычно механическая дифференциация начинается несколько раньше химической, а затем они идут одновременно. В настоящее время выделяют также биогенную дифференциацию — превращение растворенных компонентов и газов в минеральные скелетные образования или органические ткани благодаря жизнедеятельности организмов (накопление органогенных известняков, фосфоритов).
Образовавшиеся осадки могут быть механическими, химическими, биохимическими и органогенными. Они проходят стадию уплотнения и цементации — диагенеза, что обусловлено изменением физико-химического равновесия между осадком и окружающей средой и между различными частями самого осадка. Диагенез выражается в перекристаллизации осадка, образовании конкреций и устойчивых полиморфных модификаций. Осадки, прошедшие стадию диагенеза, превращаются в осадочные горные породы.
По генетическим признакам, т. е. по условиям образования, все осадочные горные породы можно разделить на три группы:
1)	обломочные (пластические) породы,
2)	химические (хемогенные) породы,
286
3)	органогенные породы.
Обломочные породы образуются из механических осадков; таковы галечники, гравий, пески и др. Новые минералы при механическом разрушении пород и руд не образуются, однако в результате раздробления пород, переноса обломочного материала водными потоками и их
Механическая дифференциация
Глыды, валуны
Галечник
Гравий
2zzzzzzzzzzzzzzZZ^^^^SZ>
Песок	____
Алеврит
azzzzZZ^
Глина (пелит)
+Последовательность осаждения в зависимости от гидродинамических'' условий
Химическая дифференциация
Окислы железа	__.
Окислы марганца
Кремнезем
’^^rZZSZZZZZZzzz^^
' Силикаты железа
Фосфориты
Сидерит
Битуминозные осадки
Карбонат кальция

Доломит, флюорит, целестин

Гипс
Каменная соль
___Калийные и др. соли___________________________________________________ Последовательность осаждения в зависимости от гидрохимических условий
Рис. 157. Схемы осадочной дифференциации (по Л. В. Пустовалову)
последующего отложения возникают различные обломочные породы и россыпи многих ценных минералов. Из россыпей широко ведется добыча алмазов, золота, платины, касситерита, шеелита, циркона, монацита, граната, рубина и сапфира, рутила, ильменита, магнетита.
Поскольку генезис минералов россыпей различен, все вместе они практически не встречаются. Так, для россыпей с алмазами характерны
287
пироп, ильменит, оливин, диопсид, гроссуляр, для золотоносных — магнетит, ильменит, циркон, апатит, сфен, гранат, кордиерит и другие обычные минералы кислых и средних интрузивных, а также метаморфических пород и т. д. Для платиноносных россыпей набор минералов, естествевно, другой, чем для россыпей с 1касситерит®м или монацитом и т. д.
Вполне понятно, что вместе с тяжелыми практически ценными минералами в россыпях широко распространены стойкие к выветриванию главные породообразующие и акцессорные минералы магматических, осадочных и метаморфических пород (кварц, полевые шпаты, гранаты, титанит, турмалин, андалузит, силлиманит, дистен, пироксены, амфиболы, шпинель, эпидот, флюорит, апатит и многие другие). Все эти минералы и составляют саму россыпь. В табл. 25 приводится список характерных минералов россыпей.
Россыпь — это промышленное скопление минералов в песках. Россыпные месторождения бывают во много раз богаче коренных и являются для многих полезных ископаемых важнейшим источником добычи.
По происхождению пески могут быть речными, морскими, озерными, дюнными. Степень окатанности зерен различная: от угловатых до хорошо окатанных (морские пески). В зависимости от того, сколько минералов входит в состав песка, различают: мономинеральные пески, состоящие из одного минерала; олигомиктовые пески, состоящие из двух минералов; полимиктовые пески, состоящие из нескольких минералов. Наиболее распространенным минералом песков является кварц, причем нередко встречаются чисто кварцевые пески. Пески, содержащие полевой шпат, носят название аркозовых. В том или ином количестве в песках могут быть встречены также глауконит, слюда, карбонаты и другие минералы.
Химические породы образуются из химических осадков истинных или коллоидных растворов. Выпадение осадка из растворов зависит главным образом от концентрации растворенных солей и температуры раствора. К химическим породам относятся соли, некоторое известняки, доломиты, бокситы, кремнистые породы.
Соли представляют собой типичные химические осадки, выпадающие из истинных водных растворов. Выпадение происходит в замкнутых водных бассейнах, мелководных заливах и соляных лагунах, где благодаря интенсивному испарению образуются насыщенные растворы, что и ведет к последовательной кристаллизации солей. Отложения солей характерны для аридных областей земного шара, где испарение превышает приток и сконцентрированные растворы не могут уходить из бассейна концентрации. Процесс отложения солей называется гало-генезом.
Характерная особенность всех территорий, где идет процесс отложения солей, — интенсивное, обычно неравномерное прогибание. В области наиболее интенсивного прогибания идет сток наиболее концентрированных рассолов, где они затем испаряются, в результате чего происходит отложение солей в порядке понижения температуры их кристаллизации.
В некоторые периоды развития нашей планеты солеродные бассейны достигали грандиозных размеров. Так, в пермский период солеродный бассейн занимал обширную область от Северного Урала до Каспийского моря, захватывая восточную часть Восточно-Европейской платформы. В Европе солеродный бассейн также покрывал значительную территорию. Колоссальных размеров солеродный бассейн существовал в нижнем кембрии на территории Восточной Сибири.
288
Таблица 26
Минералы химических осадков
Таблица 25
Минералы россыпей
Имеющие практи- ческоё значение	Прочие	Главные	Второстепенные	Имеющие практическое значение
Золото	кварц, гранаты, поле-	Континентальные осадки		
вые шпаты, магне-	Мирабилит тит, турмалин, тита-	Трона нит, ильменит, ру-	Галит тнл, циркон	Гипс 1 лятння Осмистый	ири-	магнетит’	ильменит, -	н	хлорит,	шпинель, п Д	оливин,	пироксены	тенардит астрахаиит эпсомит бишофит беркеит тахигидрид глауберит	мирабилит троиа галит гипс
Морские осадки		
номагнетит,	оливин,	Ьишофит диопсид,	гроссуляр,	Карналлит перовскит	Сильвин 1	Каинит Монацит	Лангбейнит Циркон	Кизерит Магнетит	Галит Ильменит	Гипс Рутил	различные, стойкие к Ангидрат Касситерит	выветриванию мнне- Карбонаты Са и Вольфрамит	ралы вмещающих Шеелит	магматических н ме- Рчбин и сапЛио	тамопЛическнх попои.	леонит шёнит астраханит лёвеит вантгоффит глазерит эпсомит полигалит глауберит сингенит гергейит	галит гнпс бишофит карналлит сильвин каинит лангбейнит полигалит глауберит
Топаз	пегматитов и рудных	Группа боратов Шпинель	жил		
Гранат (драго- ценные камни,	Бораты галоген- абразивы)	ных толщ Кварц (кварце-	Бораты коры выветривания галогенных толщ	Имеющие практическое значение
Борацит Континентальный галогенез, Преображенскит хотя и более разнообразен по со- Ашарит₽ИТ ставу, но меньше по масштабам. Сульфоборит Он приурочен к озерам, реже Пинноит лагунам. Обычно соляные осадки Гидроборацит представлены гипсом Ca[SO4]Xi ;Х2Н2О, ангидритом Ca[SO4], галитом NaCl, сильвином КС1 и карналлитом KMgCls-6H2O. Важ-	гидроборацит ашарит колеманит иньонт пандермит улексит бура	борацит преображен- скит калиборит ашарит гидроборацит колеманит нньоит пандермит улексит бура
ными в практическом отношении химическими осадками являются также мирабилит, бишофит MgCl2• 6Н2О и бораты.
Состав соляных пород определяется составом исходного раствора. Поэтому для понимания условий образования солей важно знать физико-химические равновесия, которые возникают в соляных растворах в процессе их испарения, охлаждения и т. д. Расшифровка парагене-тических ассоциаций минералов в соляных месторождениях стала возможной только после того, как в лабораториях в сложных равновесных системах были изучены физико-химические условия солеобразо-
вания.
Исследованиями Я. Г. Вант-Гоффа, Н. С. Курнакова и М. Г. Ва-ляшко установлен порядок выпадения солей. Этот порядок зависит исключительно от физико-химических условий: растворимости солей,
289
их концентрации, присутствия других солей, температуры раствора и времени кристаллизации. Первыми выпадают в осадок труднорастворимые карбонат кальция и магния — кальцит и доломит, сульфаты — гипс и ангидрит, затем каменная соль, а при дальнейшей концентрации растворов — наиболее легкорастворимые галоидные и сернокислые соли калия и магния — полигалит, кизерит, астраханит, эпсомит, сильвин, каинит, карналлит и бишофит. В конечную стадию галогенеза выпадают бораты. Минералы, выпадающие как химические морские осадки, представлены в табл. 26.
Среди соляных озер различают содовые (сода, трона, термонатрит), сульфатные (эпсомит, мирабилит, тенардит), хлоридные (галит и другие минералы), борные (бура, улексит, колеманит, пандермит).
Органогенные породы образуются благодаря жизнедеятельности организмов; примером их могут служить мел, известняк, диатомит и каустобиолиты (уголь, нефть).
Химические осадки часто выпадают при прямом или косвенном участии организмов; многие органогенные осадки связаны с химизмом среды и зависят от него. Таким образом, обширная группа осадков, а следовательно, и пород связана одновременно с химическими и биогенными процессами. Такие породы называются биохимическими.
Среди осадочных пород химического и биохимического происхождения наиболее распространены карбонатные породы. Они представлены известняками, , доломитами, мергелями. Известняки состоят из одного минерала — кальцита Са[СОз]. В чистом виде они содержат 56% СаО и 44% СО2. Доломит — распространенная осадочная порода, состоящая из минерала доломита CaMg[CO3]2. В доломитах часто содержится примесь кальцита .и глинистого материала, иногда встречаются гипс, флюорит, целестин, опал. Между доломитами и известняками имеются промежуточные разности, которые обычно называют доломитизированными известняками.
Большое практическое значение среди пород химического, а точнее биохимического происхождения принадлежит железистым и марганцевым осадочным породам. Железистые "породы образуются в морских и озерных бассейнах за счет переноса и осаждения соединений железа. Осаждение происходит из коллоидных растворов в связи со сменой физико-химических условий, например в тех случаях, когда континентальные речные воды соприкасаются с солоноватыми морскими, или благодаря действию гумусовых кислот и жизнедеятельности бактерий.
Большое значение при осаждении железистых пород и руд имеет кислородный режим среды. В зависимости от количества свободного кислорода выпадают окисные (гидрогетит, гематит), карбонатные (сидерит) и силикатные (железистые хлориты) руды. Наиболее распространены различные лимониты, представляющие собой механическую смесь гидроокислов железа с глинистым и частично песчанистым материалом.
По внешнему виду железистые породы и руды разнообразны. Цвет их обычно бурый различных оттенков, нередко они имеют оолитовую структуру (бобовые руды), часто охристые, ячеистые, иногда в натечных формах и конкрециях. Сидериты образуют сплошные мелкозернистые массы или желваки и конкреции в глинистых породах. Формами залегания железистых пород и руд являются пласты и линзы, приуроченные к синклинальным прогибам и мульдам. По месту образования различают континентальные (озерные, болотные) и морские железистые породы и руды.
290
ванадия и мышьяка. При метамор-обезвоживаются и переходят в ге-
Таблица 27
Минералы осадочных железных и марганцевых руд
На долю осадочных месторождений железа приходится около 30% мировой добычи железных руд. В СССР примером может служить крупное Керченское месторождение в Крыму, а также более мелкие — Тульское, Липецкое (каменноугольного возраста) и Хоперское (мелового возраста). За границей крупнейшими являются месторождения Лотарингии (Франция, Люксембург), значительные месторождения известны в Канаде (Вабана) и США (Клинтон).
Осадочные руды содержат 30—40% железа, примесь марганца, десятые доли процента фосфора, физме осадочные железные руды матит и магнетит. Такие богатые железом метаморфические породы особенно распространены в докембрии (Кривой Рог, месторождения КМА, за границей — в Индии, Бразилии, США).
Марганцевые осадочные породы имеют меньшее распространение по сравнению с железистыми породами, но также чрезвычайно важны в промышленном отношении.
Марганец переносится в виде коллоидных соединений, которые осаждаются на больших глубинах по сравнению с коллоидными соединениями железа. Возможно, что в образовании марганцевых пород и руд участвуют микроорганизмы (бактерии). Руды марганца представлены либо- черными пиролюзитовыми и другими окисными соединениями марганца, либо серо-розовым родохро
зитом. Они нередко имеют оолитовое строение, часто мягкие, сажистые. Залегают сплошными пластами или в виде линз и конкреций.
Б СССР к числу главнейших месторождений марганца относятся Чиатурское в Грузии и Никопольское на Украине.
Скопления пород, содержащих марганец, широко распространены в глубоководных океанических осадках. Накопление марганца происходит в результате коагуляции коллоидных соединений марганца, принесенных с континента. Так образуются марганцевые конкреции и корки. Иногда они имеют повышенные содержания кобальта, никеля, таллия и других элементов и в будущем могут служить своеобразной рудой на эти элементы.
Характерные минералы осадочных руд железа и марганца приведены в табл. 27.
К биохимическим осадочным породам принадлежат фосфориты, в составе которых преобладает карбонат-апатит.
По внешнему виду фосфориты очень разнообразны. Цвет их серый до черного. Встречаются сплошные пластовые фосфориты, похожие на известняк, песчаник, кремень, и желваковые — в виде конкреций (см. рис. 35).
Существует несколько гипотез происхождения фосфоритов (био-литная, химическая), согласно которым бесспорно одно — фосфориты
Главные	Второстепенные	Имеющие практическое значение
Осадочные железные руды		
Гидрогётит	пирит	гидрогётит
Гётит	вивианит	гётит
Шамозит	барит	шамозит
Тюрингит	гидротроилит	тюрингит
Глауконит Сидерит	псиломелан родохрозит апатит гематит халцедон	сидерит
Осадочные марганцевые руды		
Псиломелан	глауконит	псиломелан
Пиролюзит	шамозит	пиролюзит
Манганит	барит	манганит
Родохрозит Маиганокальцит Опал Гидрогётит	марказит пирит апатит	родохрозит 
291
являются отложениями сравнительно мелководных морей с нормальной соленостью, а фосфор имеет органическое происхождение. Вместе с фосфоритами встречаются глауконит, гидроокислы железа, карбонаты, глинистые минералы, халцедон, марказит, в конкрециях некоторых фосфоритов Украины иногда встречаются галенит и сфалерит.
Биохимическим путем — в результате жизнедеятельности анаэробных бактерий — образуются скопления самородной серы. Бактерии разлагают органические вещества, а также сульфаты и сульфиды. Образующийся сероводород мигрирует вверх и, попадая в кислородную среду, окисляется с образованием серы:
2H2S + О2 = 2Н2О + S2.
В парагенезисе с серой встречаются гипс, кальцит, целестин, битумы.
Также биохимическим способом образуются осадочные месторождения ванадия, урана и некоторых сульфидов Mo, Pb, Zn. Месторождения приурочены к углистым прослоям в породах, углистым (черным) сланцам, битуминозным породам. Органическое вещество обладает адсорбционными свойствами, избирательно аккумулирует ванадий и уран, в результате чего образуются крупные промышленные месторождения этих руд. Главными рудными минералами являются роскоэлит KV2[AlSi3Oio] (ОН)2, карнотит Кг(иО2)2[¥2О8]-ЗН2О и тюямунит Ca(UQ2)2{V2O8] -8Н2О.
В заключение ко всему сказанному о минералах осадочных пород следует добавить, что для карбонатных пород (известняков, доломитов и мергелей) очень характерны такие минералы, как халцедон (и кремень), сферосидерит, гидроокислы Fe, псиломелан, ратовкит, для гипсоносных толщ—гипс, палыгорскит, целестин, барит, сера, арагонит, кальцит, для глинистых и песчаных пород — глауконит, фосфорит, вивианит и др.
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ И АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ
В МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОДАХ
Осадочные и магматические горные породы вследствие движений земной коры могут подвергаться воздействию высокой температуры, большого давления, газовых и водных растворов. Естественно, что при этом они изменяются. Совокупность процессов, приводящих к изменению горных пород, называется метаморфизмом.
Источниками тепла служат: 1) процессы радиоактивного распада элементов; 2) высокие температуры в связи с геотермическим градиентом и 3) близость расплавленных пород. Вероятно, второй и третий источники тепла также являются следствием радиоактивного распада. Давление вызывается тяжестью вышележащих пород и горообразовательными процессами.
Метаморфические процессы выражаются в основном в обезвоживании и перекристаллизации пород.
Количество Н2О и СО2 в процессе метаморфизма пород может существенно меняться. Если при этом содержание других компонентов породы не изменяется, то метаморфизм называется изохимическим, т. е. происходит обезвоживание и простая перекристаллизация пород. Если
292
«содержание химических элементов в процессе метаморфизма изменяется, то мы имеем дело с метасоматическими явлениями, с привносом одних и выносом других элементов. Последнее особенно отчетливо проявляется при контактово-метасоматическом образовании скарнов, а также при ультраметаморфизме, в частности при гранитизации пород.
Метаморфические горные породы очень широко распространены. Ими практически полностью сложены фундаменты платформ и их обнажающиеся части — щиты. Можно уверенно сказать, что в строении земной коры на континентах самыми распространенными являются метаморфические породы.
Виды метаморфизма. В зависимости от преобладания того или иного фактора различают несколько видов метаморфизма.
Термальный метаморфизм связан с изменением горных пород под влиянием температуры (обжиг, закалка, частичное изменение минерального состава и структуры -«- перекристаллизация).
Динамометаморфизм, или дислокационный метаморфизм, возникает при погружении горных пород на значительные глубины и при процессах складкообразования. В первом случае он связан с общим гидростатическим «давлением вышележащих пород, во втором — с направленным давлением (стрессом). В результате динамоморфизма происходит изменение структуры и частично минерального состава.
Контактовый метаморфизм связан с воздействием внедряющихся магматических масс на вмещающие породы (температура, растворы). Если газовые и водные растворы действуют не только в зоне контакта, но и за ее пределами, иногда говорят о пневматолитовом или гидротермальном метаморфизму. В этом случае метаморфические явления заключаются в метасоматической переработке горных пород с изменением их химического и минерального состава. Если растворы действуют вдоль трещин или жил — наиболее ослабленных и удобных для проникновения направлений, то метаморфизм иногда называют около-трещинным, или околожильным.
Региональный, или динамотермальный, метаморфизм происходит на больших глубинах в результате совместного воздействия на горные породы высокой температуры и давления. Региональный метаморфизм •охватывает обширные участки земной коры и особенно распространен в древних и наиболее глубоко погруженных породах. Так, глубокомета-морфизованные породы известны среди древних континентальных щитов (Фенноскандия, Алдан, Украинская плита, Канада, Индия, Австралия, Центральная Африка, Южная Америка и др.). Региональному метаморфизму подвержены и осевые части более молодых (например, палеозойских) горных хребтов, где обнажаются наиболее глубокие зоны геосинклиналей.
Представителями глубокометаморфизованных пород являются гнейсы и мигматиты. Строение последних обусловлено послойным внедрением гранитного или пегматитового материала — инъекцией. Процесс, связанный с этим явлением, называют инъекционным метаморфизмом, или мигматизацией.
Крайняя степень метаморфизма заключается в частичном или полном расплавлении горных пород с образованием вторичной магмы. Эти процессы носят название анатексиса или палингенеза.
Среди процессов глубинной метаморфической переработки большое значение имеют поднимающиеся газовые и жидкие растворы, привносящие щелочи и кремнезем, вызывающие метасоматоз и перекристаллизацию. Совокупность всех этих процессов ведет, в конце концов, •к образованию пород типа гранита и называется гранитизацией.
293
Минералогическая характеристика метаморфических пород. Исходным материалом для образования метаморфических пород являются, осадочные и магматические породы. Поэтому формы залегания метаморфических пород похожи на формы залегания этих пород.
Химический состав метаморфических пород разнообразен и зависит в первую очередь от состава исходных пород. Однако состав метаморфизованной породы может существенно измениться по сравнению с исходной под влиянием привносимых растворами веществ и метасоматических процессов.
Минеральный состав метаморфических пород также разнообразен, они могут состоять из одного минерала, например кварца (кварцит), кальцита (мрамор), или из многих сложных силикатов. Главные породообразующие минералы представлены кварцем, полевыми шпатами, слюдами, пироксенами и амфиболами. Наряду с ними присутствуют типично метаморфические минералы: гранаты, андалузит, дистен, силлиманит, кордиерит, скаполит и некоторые другие. Характерны, особенно для слабометаморфизованных пород, тальк, хлориты, актинолит, эпидот, цоизит, карбонаты.
Большинство минералов метаморфических пород не имеет собственных кристаллографических форм, однако некоторые минералы являются идиоморфными, например гранат, турмалин и некоторые другие.
Среди минералов особенно распространены листоватые, чешуйчатые и пластинчатые, что связано с приспособлением их к условиям кристаллизации при сильном давлении. Это выражается прежде всего в развитии сланцеватости метаморфических пород. Сланцеватая текстура характеризуется тем, что породы распадаются на тонкие плитки или пластинки. Она является следствием расположения минералов плоскими поверхностями параллельно друг другу.
В процессе регионального метаморфизма породы приобретают полосчатость, выражающуюся в чередовании прослоев или полос пород, отличающихся содержанием главных породообразующих минералов, и кристаллизационную сланцеватость, обусловленную закономерной параллельной ориентировкой слюд — биотита и мусковита, реже других минералов.
Продукты метаморфизма можно выделять по его видам, различая породы термального, дислокационного, контактового и регионального метаморфизма.
Термальный метаморфизм как изменение пород только под влиянием высокой температуры проявляется локально. Он вызывает в контактах интрузий мраморизацию известняков, ороговикование песчано-глинистых пород, а также изменение в ксенолитах внутри интрузивных тел. Продукты термального метаморфизма, по существу, совпадают с продуктами контактового метаморфизма без привноса вещества. Это в-основном роговики — породы, представляющие собой измененные в контакте с интрузией глинистые сланцы, перешедшие в плотные мелкозернистые породы роговиковой структуры. Перекристаллизация пород происходит в твердом состоянии. Распознаются роговики по близкому соседству с магматическими породами (поэтому их часто называют контактовыми роговиками) и по переходам по мере удаления от контактов в пятнистые и узловатые сланцы. Последние представляют собой частично перекристаллизованные глинистые породы, у которых углистое вещество и некоторые минералы скапливаются в отдельных местах, образуя пятна. Среди роговиков распространены биотитовые, андалузитовые, андалузит-плагиоклаз-кордиеритовые и др. Исходными
294
(породами помимо глинистых могут быть также кварц-полевошпатовые, -карбонатные, основные и магнезиальные и другие породы.
В табл. 28 приводятся минеральные ассоциации контактовых роговиков в зависимости от состава исходных пород.
Таблица 28	Таблица 29
Минералы контактовых роговиков (в зависимости от состава исходных пород)			Минералы жил альпийского типа		
			Главные	Второстепенные	Имеющие практическое
	Исходные породы				
					
Глинистые	Карбонатные	Основные и магнезиальные	Кварц Горный хрусталь Карбонаты Хлориты (про-хлорит) Адуляр Альбит Рутил Брукит Гематит Эпидот Цеолиты Пренит	анатаз сфен турмалин актинолит тальк аксинит данбурит датолит апатит пирит	горный хрусталь адуляр
.Андалузит Кордиерит Биотит Плагиоклаз Ортоклаз Микроклин Кварц Корунд Шпинель	кальцит волластонит гроссуляр везувиан скаполит кварц тремолит диопсид В контактах с доломитами: доломит диопсид геденбергит форстерит актинолит брусит тальк шпинель периклаз	основной плагиоклаз диопсид гиперстен кордиерит биотит эпидот актинолит антофиллит форстерит шпинель •			
Продукты динамометаморфизма, или дислокационного метаморфизма, вызывают появление катаклазитов и при полном перетирании пород — милонитов. Эти породы возникают в зонах разрывных тектонических нарушений и в зонах дробления. Катаклазиты представляют собой раздробленные вследствие стресса породы. Дроблению и деформациям подвержены не только участки породы, но и слагающие ее минералы. При разрывных нарушениях горные породы помимо раздробления перетираются при перемещении вдоль нарушений и при этом уплотняются. В результате образуются тонкоперетертые плотные породы — милониты. В отличие от катаклазитов для милонитов характерна большая степень дробления материала. Милониты встречаются в зонах разломов, сбросов, надвигов и других дизъюнктивных нарушений. Зоны меланжа, т. е. раздробленных смешанных пород, очень характерны для контактов ультрабазитов (например, на Южном Урале). Раздробленные породы нередко залечиваются новообразованными минералами, происходит окварцевание пород и другие изменения.
С дислокационным метаморфизмом связано образование в поперечных к сланцеватости трещинах разрыва жил альпийского типа, сложенных в основном кварцем. Название этих жил происходит от Альп, где они были впервые описаны. Жилы альпийского типа отличаются красивыми кристаллами различных минералов, встречаемых в друзах. Особенно интересны и практически важны кристаллы горного хрусталя. Эффектны игольчатые и волосовидные кристаллы рутила в хрустале («волосы Венеры»),
295
что
Температура, °C
О 200 ^00 600 800 1000 1200
------------------- — -0
Сз
20
-30
-10
2000-
-6000
S.8000-
10000
о, 4000-
Гранулитовая /рация
неэа/
Фация зеленых сланцев g
Эпидот- Область
'/риоолито- Р^магмати-бая фация	? ческой
I иил уицил кристм-
О1	.^лизаииии
Ам/риболитоА^анатек-‘ воя /рация сиса

Основные метаморфические
Рис. 158.
в зависимости от температуры и давления
фации
Состав жил однообразен для разных регионов. Главные минералы: кварц, кальцит, адуляр, альбит, рутил, брукит, хлорит, эпидот, гематит, цеолиты; характерно почти полное отсутствие сульфидов, халько-фильных элементов, золота, минералов олова, вольфрама и многих других типичных для рудных жил.
С другой стороны, устанавливается сходство минерального состава альпийских жил и вмещающих их пород, обычно гнейсов или кристал-~	формирование жил альпийско-
го типа связано с действием на породы выделяющейся при метаморфизме воды и возникновением метаморфических гидротермальных растворов, которые в трещинах разрыва отлагают минералы, по составу тождественные минералами вмещающих пород. Следовательно, жилы альпийского типа — образования ме-таморфогенные, они генетически не связаны с каким-либо глубинным магматическим очагом.
Минеральные ассоциации жил альпийского типа своеобразны (табл. 29). В практическом отношении они очень интересны как .источник пьезокварца (горного хрусталя), а иногда и адуляра, который употребляется в ювелирных изделиях. Месторождения горного хрусталя .в образованиях типа 'альпийских жил известны на Полярном Урале.
Продуктами простого контактового метаморфизма являются отмеченные выше роговики. В результате более сложных контактово-метасоматических процессов образуются скарны, грейзены и другие породы, охарактеризованные ранее.
Породы, образованные в результате регионального метаморфизма, наиболее распространены. Они представлены глинистыми сланцами, филлитами, различными кристаллическими сланцами, амфиболитами, кварцитами, мраморами, гнейсами, мигматитами и многими другими.
В настоящее время большинство геологов придерживается классификации метаморфических пород по метаморфическим фациям, исследование которых проведено П. Эскола, Д. С. Коржинским, В. С. Соболевым, А. А. Маракушевым и другими учеными. Метаморфические фации выделяются на основании изучения парагенезисов минералов, которые представляют собой системы, достигшие равновесия при определенных Р—^условиях. Таким образом, метаморфическая фация—• группа пород, минеральные парагенезисы которых отображают более или менее сходные Р—Т-условия метаморфизма (рис 158).
По мере изменения Р—Т-условий выделяются следующие главнейшие фации: 1) зеленых сланцев; 2) эпидот-амфиболитовая; 3) амфиболитовая; 4) гранулитовая.
Фации различаются по нахождению «критических» минералов или минеральных ассоциаций, возможных только в одной определенной
296
фации и не характерных для других. Так, фация зеленых сланцев охватывает низкотемпературную область регионального метаморфизма, для нее обычны следующие парагенезисы: хлорит — кальцит — кварц; кварц — альбит — мусковит — хлорит; мусковит — хлорит — актинолит и др. Типичные породы — различные зеленые сланцы, метапесчаники, метаэффузивы и др. Породы зеленосланцевой фации широко распространены в фанерозойских складчатых областях Кавказа, Карпат, Тянь-Шаня, Урала и других районов.
Эпидот-амфиболитовая фация отвечает более высоким температурам, для которых хлорит является «запрещенным» минералом. Здесь появляется биотит. Обычные минералы этой фации: роговая обманка, эпидот, биотит, мусковит, кварц, ставролит, хлоритоид. Нижняя граница эпидот-амфи-болитовой фации, возможно, отвечает температуре ~ 400°С (образование биотита). Типичные породы — андалузитовые, мусковитовые, слюдяные, слюдяно-гранатовые, ставролитовые сланцы и многие гнейсы. Они типичны для тех же областей, что и породы фации зеленых сланцев, но широко ассоциируют и с породами амфиболитовой фации.
Амфиболитовая фация охватывает большую область температур и давле ний и характеризуется критическими минералами — обыкновенной роговой обманкой и плагиоклазом. Обычные минералы: биотит, амфиболы, плагио
клазы, альмандин, силлиманит, калиевый полевой шпат, кварц.
Породы амфиболитовой фации распространены очень широко: в антиклинальных зонах и поднятиях складчатых областей и срединных массивов палеозойских структур, а также на всех древних щитах. Типичные породы — разнообразные гнейсы (биотитовые, силлиманитовые и др.), амфиболиты, кварциты, в том числе железистые кварциты (рис. 159), мраморы.
Гранулитовая фация соответствует более высоким давлению и температуре. Она является «сухой» фацией (среди пород этой фации нет гидроксилсодержащих минералов — роговой обманки, мусковита, биотита). Обычные минералы: пироксены ромбические и моноклинные, гранат, плагиоклаз, ортоклаз, кварц, силлиманит. «Запрещены» кроме роговой обманки и слюд также эпидот, андалузит, ставролит. Типичные породы — пироксеновые, двупироксеновые гнейсы, гранулиты. Подобные породы распространены в областях докембрийских щитов (Украинский, Балтийский, Алданский, Анабарский) и фундаменте Восточно-Европейской платформы.
Парагенетические ассоциации минералов различных фаций метаморфических пород приведены в табл. 30. Среди метаморфических фаций выделяются субфации (мы их не рассматриваем).
Кроме отмеченных выше фаций, характерных для регионального метаморфизма, В. С. Соболевым и Н. Л. Добрецовым выделяются
Рис. 159. Железистый кварцит (темное — гематит). Кривой Рог. Умен, в 2 раза
297
Таблица 30
Пдрагенетические ассоциации минералов различных фаций регионально-метаморфизованных пород
Фация зеленых сланцев	Эпидот- амфиболитовая фация	Амфиболитовая фация	Гранулитовая фация
Хлорит Кальцит Кварц Альбит Мусковит Серицит Актинолит Тремолит Глаукофан Тальк Серпентин Магнетит Гематит Трафит Асбест	роговая обманка эпидот биотит мусковит кварц кислые плагиоклазы ставролит хлоритоид гранат андалузит антофиллит магнетит	роговая обманка средние плагиоклазы биотит кварц гранат (альмандин) силлиманит кианит магнетит	ромбические и моноклинные пироксены (диопсид, гиперстен) гранат основные плагиоклазы ортоклаз кварц силлиманит форстерит рутил
Акцессорные минералы: магнетит, гематит, ильменит, графит, турмалин, циркон, рутил, сфен, пирит, апатит.
Минералы, имеющие практическое значение: магнетит и гематит (железистые кварциты), графит, тальк, асбест, андалузит, дистен, силлиманит, гранаты, рутил, мрамор и кварциты (как горные породы) и др.
также метаморфические фации высоких давлений. К ним относятся, например, фация дистеновых гнейсов и сланцев и фация эклогитов. Первая образует как узкие зоны, связанные с глубинными разломами, так и широкие поля высокотемпературного метаморфизма, сложенные дистеновыми сланцами и гнейсами (нацример, по южному обрамлению Сибирской платформы). Эклогитовая фация характеризуется парагенезисом граната, пироксена (и рутила) и отвечает наиболее высокотемпературной области высоких давлений. Эклогитовые породы типичны для наиболее глубоких зон метаморфизма и известны на Северном и Южном Урале, в Казахстане и Якутии. Полагают, что эклогитовые породы, или эклогитовый слой, характерны для оболочки, подстилающей земную кору (для верхних частей мантии).
Минеральный состав метаморфических пород зависит, как это впол-ле понятно, не только от степени метаморфизма, но и от состава исходных пород, что и отображено в табл. 31. В качестве главного минерала в эту таблицу следует добавить графит, образующийся при метаморфизме органического вещества (Сорг). Графитсодержащие сланцы, гнейсы, кварциты, мраморы широко распространены. Содержание графита может достигать практически важных значений (Завальевское месторождение в гнейсах Побужья на Украине). Происхождение графита — за счет метаморфизма находившегося в осадочных породах органического вещества, что доказывается изотопными исследованиями углерода графита.
В заключение следует отметить, что установление минеральных парагенезисов метаморфических пород на строго физико-химической основе — важнейшая задача специальной геологической науки — петрологии.
298
Таблица 31
Главные минералы метаморфических пород (в зависимости от состава исходных иород, ио А, А. Маракушеву)
Исходные породы	Метаморфические породы	Главные минералы
Глины	роговики гнейсы слюдяные сланцы	кварц, полевые [шпаты, андалузит* кордиерит, магиетит, биотит кварц, полевые шпаты, биотит, мусковит, ставролит, силлиманит, андалузит, кордиерит, гранат кварц, мусковит, биотит,, хлорит, андалузит, силлиманит, дистен, ставролит, альмандин, хлоритоид, альбит
	филлиты н глинистые сланцы	кварц, слюда, хлорит, хлоритоид, альмандин, пирофиллит, стильпномелан
Мергели, известковые туфы, граувакки, основные эффузивы и их туфы,	пироксеновые роговики	полевые шпаты, пироксены, кварц, - амфиболы
габброиды	амфиболиты, пироксен-пла-	плагиоклаз, роговая обманка, диоп-
	гиоклазовые основные н кристаллические сланцы эпидотовые амфиболиты • хлоритовые (зеленые) сланцы, порфиритоиды, спи-	сид (гиперстен), гранат плагиоклаз, эпидот, роговая обманка, кварц альбит, эпидот, хлорит, актинолит, кварц, пренит, пумпеллиит,
	ЛИТЫ глаукофановые (голубые) сланцы, жадеитовые метаграувакки эклогиты	кальцит глаукофан, хлормеланит, эгирин, рибекит, альмандин, эпидот, хлорит, альбит, лавсонит, жадеит, арагонит, кварц гранат, пироксены, амфиболы, плагиоклаз, дистен, цоизит
Кислые эффузивы, грани-тоиды, аркозовые песча-	серицитовые сланцы, порфироиды, альбитофиры	серицит, альбит, кварц, хлорит
ники	гнейсы	кварц, полевые шпаты, биотит
Кварцевые песчаники	кварциты	кварц и акцессорные: слюды, полевые шпаты, силлиманит, дистен, Мп-андалузит, спессартин, диопсид, тремолит, апатит и др.
Известняки, доломиты, магнезиты	мраморы	кальцит, доломит, магнезит, диопсид, форстерит, шпинель, флогопит, гремолит, тальк, гидроталькит
1ервдотиты	амфиболовые, хлоритовые, тальковые сланцы, таль-киты, серпентиниты	оливин, пироксены, амфиболы, хлорит, магнетит, тальк, брусит, магнезит, доломит, серпентин
Железистые и марганцови-	магнетитовые, гематитовые	кварц, магнетит, гематит, окислы
стые кремнистые осадки	и марганцово-рудные кварциты, гондиты	марганца, спессартин, пьемонтит, амфиболы
окситы, латериты	наждаки	корунд, диаспор, шпинель, гематит,
	-	магнетит
299
МИНЕРАЛЫ ЛУННЫХ ПОРОД И МЕТЕОРИТОВ
Детальная характеристика минералов Луны и метеоритов не входит в программу курса, однако знание их имеет большое научно-познавательное значение. Поэтому краткое ознакомление с ними весьма желательно. Ниже приводится перечень важнейших по распространенности минералов Луны и метеоритов, а также некоторых редких и характерных только для этих небесных тел.
Луна — твердое тело, состоящее из силикатов и лишенное атмосферы и гидросферы. На Луне нет жизни и отсутствуют окисные формы металлов, например нет Fe3+. На Луне можно выделить пониженные темные поверхности — лунные «моря» и светлые возвышенности — лунные горы. Конечно, никакой воды в лунных «морях» нет, их так называл еще Галилей, и с тех пор называют по традиции. На видимой стороне Луны «моря» и материки занимают примерно одинаковые площади, на обратной стороне Луны мало «морей» и много гор. Поверхность Луны покрыта рыхлым материалом — реголитом — мощностью в несколько сантиметров, метров или десятков метров. Реголит — сыпучий грунт, негомогенная смесь различных по составу и форме обломков горных пород и минералов с преобладающим размером зерен около 0,1 мм. По составу реголит несколько отличается от кристаллических пород Луны, на которых он залегает.
Лунные «моря» сложены магматическими породами типа земных базальтов, а лунные горы — породами, близкими к габбро-анортозитам.
Таблица 32
Минералы лунных пород
Главные 010%)	В торо степенные (1-10%)	Акцессорные «1%)	Имеющие практическое значение
Пироксен	оливин	железо	в настоящее время
Плагиоклаз Ильменит	кристобалит п ироксферроит* тридимит	медь никелистое железо** когенит** шрейберзит** троилит хромит шпинель ульвит перовскит рутил бадделеит циркон апатит транквилитит* армалколит* калиевый полевой шпат кварц	иет
* Минералы, открытые в лунных породах: пироксферроит CaFee [SiO;J7, армалколит (Fe, Mg) Ti,Oa, транквилитит (Fe, Y, Ca, Mn) (Ti, Si, Zr, Cr) O3.
•* Минералы, ранее установленные в метеоритах: когенит Fe3C, шрейберзит (Fe, Ni, Со)3Р, никелистое железо (Ni, Fe).
300
Минеральный состав морских базальтов Луны таков: пироксен, богатый железом, ~50%, основной плагиоклаз (анортит) ~30%, ильменит до 18%, в подчиненном количестве (от 1 до 10%) находятся оливин, кристобалит, тридимит, в количестве <1% известны калиевый полевой шпат, апатит, циркон, шпинель, хромит, а также самородные железо и медь, троилит (FeS) и такие «неземные» минералы, как когенит Fe3C и шрейберзит (Fe, Ni, Со)3Р (табл. 32).
По сравнению с базальтами Земли лунные породы обогащены железом, никелем, титаном, ванадием, цирконием, гафнием, иттрием, скандием и обеднены щелочами, особенно натрием, калием, рубидием, цезием.
В породах Луны относительно пониженное содержание элемента европия по сравнению с другими редкими землями, а также пониженное на порядок по сравнению с земными базальтами содержание урана.
Метеориты — обломки космических тел, падающие на Землю. Имеются доказательства того, что они представляют обломки космических тел нашей Солнечной системы, а не являются пришельцами из далеких миров. Размеры метеоритов различны: от долей миллиметра до нескольких метров в поперечнике. Крупные метеориты падают на Землю редко. Для метеоритов характерна угловатая форма с как бы сглаженными выступами и вмятинами — результат пребывания в космосе и плавления при входе в атмосферу. По химическому и минеральному составам все метеориты можно разделить на три класса: 1) железные (сидериты), 2) железокаменные (сидеролиты) и 3) каменные (аэролиты). Согласно Д. Вуду, частота падения метеоритов разных классов такова (%):
железные метеориты 5,7, железокаменные •	1,5,
каменные:
а) хондриты 85,7, б) ахондриты 7,1,
т. е. более 90% метеоритов каменные и только 7,2 железные и железокаменные.
В веществе метеоритов А. П. Виноградов выделяет несколько фаз, главнейшими из которых являются металлическая, или железоникелевая, сульфидная, или троилитовая, и каменная, или" силикатная. Все метеориты представляют сочетание железоникелевой и силикатной фаз, к которым в разной степени присоединяется сульфидная фаза.
Железные метеориты почти целиком состоят из никелистого железа (Ni, Fe) с редкими акцессорными минералами — троилитом FeS, шрейберзитом (Fe, Ni, Со)3Р, когенитом Fe3C, графитом С, добреели-том FeCr2S4, ольдгамитом CaS, лоуренситом FeCl2 и др. Содержание никеля в (Ni, Fe) обычно от 4 до 20%, редко более. При травлении полированной поверхности никелистого железа спиртовым раствором HNO3 проявляются характерные видманштеттовы фигуры. Эти фигуры представляют структуры распада охладившегося железоникелевого сплава и состоят из пластинчатого камасита (Ni~6%), окруженного сильнее отражающим тенитом (Ni~30—40%). По фигурам травления железные метеориты, сложенные камаситом, называются гексаэдритами, камаситом и тэнитом — октаэдритами и тэнитом — атакситами. Шрейберзит имеет переменное отношение Fe: (Ni + Co), это магнитный минерал. Лоуренсит содержит не только Fe 20—50%, но часто и Ni 15—35%, хлора в нем 30—40%. Добреелит обычно присутствует в ас
301
социации с троилитом. Когенит — характерный второстепенный минерал железных метеоритов.
Железокаменные метеориты представляют собой губчатые образования никелистого железа, сцементированного силикатами. Количество' никелистого железа и силикатов примерно одинаковое, может присутствовать также троилит. Палласиты состоят из никелистого железа и вкрапленного в него оливина (до 40%), мезосидериты — из смеси никелистого железа, анортита, ортопироксена и оливина (1,5—2,5%).
Каменные метеориты разделяются по структуре на две группы — хондриты и ахондриты. Хондры — небольшие (1 мм в диаметре и менее) округлые или каплевидные тела, состоящие из оливина и ромбического пироксена. По присутствию ховдр такие метеориты названы хондритами. Они состоят из оливина (40—45%), ромбического пироксена (30%), никелистого железа (10—15%), плагиоклаза (10%) и троилита (5—6%). Ахондриты не имеют хондр (хондры перекристаллизованы), более грубозернисты, значительно меньше содержат никелистого железа. Они состоят из оливина (12—13%), ромбического пироксена ( — 50%), диопсида (12%), плагиоклаза (25%) и никелистого-железа (— 1 %). Среди хондритов, в свою очередь, выделяют несколько типов: энстатитовые хондриты, обычные хондриты, богатые, бедные и очень бедные железом, и углистые хондриты. Последние встречаются редко, но уникальны, так как являются наиболее окисленными, все железо в них находится в составе окислов или силикатов. Они состоят из серпентина или хлорита, содержат до 10% сложных органических
Таблица 33
Минералы метеоритов
Железные		Же л езокаменные		Каменные	
Главные	второстепенные	главные	второстепенные	главные	второстепенные
Камасит Тэнит	шрейберзит троилит когенит графит добреелит ольдгамит лоуренсит	никелистое железо оливин пироксен (ортопироксен) плагиоклаз (анортит)	шрейберзит троилит когенит хромит добреелит	Xoi оливин энстатит бронзит гиперстен никелистое же- лезо альбит Углисты серпентин хлорит оливин органическое вещество Ахо энстатит гиперстен ОЛИВИИ диопсид анортит альбит	щриты анортит калиевый полевой шпат троилит 1хромит апатит е хондриты пироксен астраханит гипс ярозит эпсомит ндриты калиевый полевой шпат никелистое железо шрейберзит авгит хромит алмаз
302
•соединений и много серы в виде сульфатов. В табл. 33 приводятся главные и некоторые второстепенные минералы трех основных классов метеоритов. Состав метеоритов (кроме углистых хондритов) указывает на сильно восстановительную обстановку их образования: железо находится в металлическом состоянии. Для минералов метеоритов в отличие от земных минералов характерны самородные элементы — кама-сит, тэнит, аваруит (Ni3Fe), лонсдейлит, алмаз, графит, золото, медь, сера, а также карбиды, силициды, нитриды, фосфиды, хлориды. Представителями последних являются когенит Fe3C, хексонит (Fe, №)23Сб, перриит (Ni, Fe)n(Si, P)m, карлсбергит CrNi, осборнит TiN, бариндже-рит (Fe, Ni)2P и упомянутые выше шрейберзит (Fe, Ni, Со)3Р и лоу-ренсит FeCl2. Все они найдены только в метеоритах. Многие сульфиды, редко встречаемые на Земле, обычны для метеоритов — троилит FeS, алабандин MnS, но особенно интересны не известные на Земле сульфиды кальция, хрома и. сульфиды, содержащие щелочные металлы, — ольдгамит CaS, .бржезимаигг Cr3S4, добреелит FeCr2S4, дирфошерит Ks(Na, Gu) (Fe, Ni)i2Sn и др. Из минералов класса окислов в метеоритах встречаются тридимит, кристобалит, рутил, шпинель, хромит, ильменит, магнетит, перовскит и прочие земные минералы. В метеоритах встречены многие фосфаты, не известные на Земле, например фаррингтонит Mg3[PO4]2, брианит Na2CaMg[PO4]2 т др. Среди силикатов также найдены необычные для земной коры силикаты хрома — юриит NaCn[Si2O6] и криновит NaMg2[Si3CrOi0] и некоторые Другие.
К минералам космического происхождения (точнее смешанного, космического и земного) следует относить образования, возникшие в результате ударного воздействия метеоритов на земные горные породы. Это прежде всего своеобразные небольшие по размерам богатые кремнеземом стекла, содержащие в среднем 70—75% SiO2. Их называют тектитами. Они встречаются в виде небольших по массе (до 200— 300 г) камней, по составу и структуре не похожих ни на какие земные минералы и породы, в том числе и на обсидианы. В природе находят тектиты в виде ореолов, рассеянных иногда на значительной площади. Раньше полагали их космическое (метеоритное) происхождение, однако падения их никто никогда не наблюдал. По месту находок их называли молдавитами, тасманитами, австралитами, филиппинитами и т. д. Поскольку в настоящее время доказано их ударное происхождение и поскольку возникающие образования от ударного воздействия метеорита на земные породы называют импактитами, эти стекла следует также относить к импактитам. Недавно обнаруженный в Западном Казахстане крупный метеоритный кратер Жаманшин содержит стеклянные образования — тектиты, которые по месту нахождения, близ р.' Иргиз, названы иргизитами.
Литература
Балакирев В. Г. и др. Минералогия и кристаллофизика ювелирных разновидностей кремнезема. М., 1979.
Балицкий В. С. Синтетические аналоги и имитация природных драгоценных камней. М., 1981.
Барабанов В. Ф. Генетическая минералогия. Л., 1977.
Барсанов Г. П. Развитие наук о Земле в СССР. Минералогия. М., 1967.
Белов Н. В. Структура ионных кристаллов и металлических фаз. М., 1947.
Белов Н. В. Очерки по структурной минералогии. М., 1976.
Берлинский А. И. Разделение минералов. М., 1975.
Бетехтин А. Г. Минералогия. М., 1950.
БетехтииА. Г. Курс минералогии. М., 1961.
Б е у с А. А. Альбититовые месторождения.— В кн.: Генезис эндогенных рудных месторождений. М., 1968.
Бокий Г. Б. Логические основы систематики минералов. Новосибирск, 1978.
Боришанская С. С., Виноградова Р. А., Крутов Г. А. Минералы никеля н кобальта. М., 1981.	•
Бор неман-Старынкевич И. Д. Руководство по расчету формул минералов. М., 1964.
Брэгг У., Клариибулл Г. Кристаллическая структура минералов.-М., 1967.
Булах А. Г. Расчет формул минералов. Л., 1971.
Вернадский В. И. Избранные сочинения. Т. I—V. М., 1954—1960.
Вертушков Г. Н., Авдонин В. Н. Таблицы для определения минералов по физическим и химическим свойствам. М., 1980.
Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. Ред. К. А. Власов. Т. II. М., 1964.
Гинзбург А. И., Кузьмин В. И., Сидоренко Г. А. Минералогические исследования в практике геологоразведочных работ. М., 1981.
Гинзбург А. И., Эпштейн Е. М. Карбонатитовые месторождения.— В кн.: Генезис эндогенных рудных месторождений. М., 1967.
Гинзбург А. И. и др. Основы геологии пегматитов. М., 1979.
Годовиков А. А. Введение в минералогию. Новосибирск, 1973.
Годовиков А. А. Минералогия. М., 1975.
Годовиков А. А. Химические основы систематики минералов. М., 1979.
Григорьев Д. П. Онтогения минералов. Львов, 1961.
Григорьев Д. П. Основы конституции минералов. М., 1966.
Григорьев Д. П., Жабин А. Г. Онтогения минералов. Индивиды. М., 1975.
Гумилевский С. А., К и р ш о н В. М., Луговской Г. П. Кристаллография и минералогия. М., 1972.
Дир У. А., Хуан Р. А., 3 у с м а н Д. Ж. Породообразующие минералы. Т. 1—5. М„ 1965—1966.
Дымков Ю. М. Природа урановой смоляной руды. Генетическая минералогия. М., 1973.
Дэна Дж. и др. Система минералогии. Минералы кремнезема. М., 1966.
Жабин А. Г. Онтогения минералов. Агрегаты. М., 1979.
304
Жариков В. А. Скарновые месторождения.— В кн.: Генезис эндогенных рудных месторождений. М., 1968.
Захарова Е. М. Шлиховые поиски н анализ шлихов. М., 1974.
Ильинский Г. А. Определение плотности минералов. Л., 1975-
Капустин Ю. Л. Минералогия карбонатитов. М., 1971.
Костов И. Кристаллография. М., 1965.
Костов И. Минералогия. М., 1971.
Коржинский Д. С. Очерки метасоматических процессов.— В кн.: Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. Изд. 2-е. М., 1955.
Коржинский Д. С. Теоретические основы анализа парагенезиса минералов. М., 1973.
Краткий справочник по геохимии. М., 1977.
Кузьмин В. И. и др. Турмалин и его .использование при поисково-оценочных работах. М., 1979.
Курс минералогии. Ред. А. К. Болдырев, Н. К. Разумовский, В. В. Черных. Л.—М., 1936.
Лабораторные методы исследования минералов, руд и пород. Под ред. В. И. Смирнова. М., 1975.
Лазаренко Е. К. Основы генетической минералогии. Львов, 1963.
Лазаренко Е. К. Курс минералогии. М., 1971.
Лазаренко Е. К., Винар О. М. Минералогический словник. Киев, 1975.
Лебедева С. И. Микротвердость минералов. М., 1977.
Ляхович В. В. Акцессорные минералы горных пород. М., 1979.
Марф у нин А. С. Введение в физику минералов. М., 1974.
М а р ф у н и н А. С. Спектроскопия, люминесценция и радиационные центры в минералах. М., 1975.
Мидовский А. В. Минералогия и петрография. М., 1.979.
Минералогические таблицы. Справочник. Под ред. Е. И. Семенова. М., 1981.
Минералы. Под ред. Ф. В. Чухрова, Э. М. Бонштедт-Куплетской. М., I960, т. I, т. II/1 — 1963, т. 11/2— 1965, т, П/З— 1967, т. III/1 — 1972, т. IV—1981.
Минералого-геохимические и генетические особенности редкометальных месторождений. М., 1965.
Петровская Н. В. Самородное золото. М., 1973.
Платонов А. Н. Природа окраски минералов. Киев, 1976.
Поваренных А. С. Кристаллохимическая классификация минеральных видов. Киев, 1966.
Попов Г. М., Шафрановский И. И. Кристаллография. М., 1972.
Рундквист Д. В., Денисенко В. К-. Павлова И. Г. Грейзеновые месторождения. М., 1971.
Семенов Е. И. Минералогия редких земель. М., 1967.
Сергеева Н. Е. Введение в электронную микроскопию минералов. М., 1977.
Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. Изд. 3-е. М., 1976.
Смит X. Химия сульфидов. М., 1981.
Смольянинов Н. А. Практическое руководство по мниералогии. М., 1972.
Соболев В. С. Введение в минералогию силикатов. Львов, 1949.
Современные методы минералогического исследования. Под ред. Е. В. Рожковой. М., 1969.
Таращан А. Н. Люминесценция минералов. Киев, 1978.
Типоморфизм минералов. Ред. Ф. Л. Чухров. М., 1972.
Урусов В. С. Теория изоморфной смесимости. М., 1977.
Фекличев В. Г. Диагностические спектры минералов. М., 1977.
Ферсман А. Е. Избранные труды. Т. I—VI. М., 1975.
Ферхуген Дж. и др. Земля. Введение в общую геологию. М., 1974.
•Фрондел Дж. Минералогия Луны. М., 1978.
Харькив А. Д. Минералогические основы поисков алмазных месторождений. М., 1978.
Челищев Н. Ф. Ионообменные свойства минералов. М., 1972.
Чухров Ф. В. Коллоиды в земной коре. М., 1955.
Шафрановский И. И. Кристаллы минералов. Л., 1965.
Шафрановский И. И. Лекции по кристалломорфологии. М., 1968.
Шафрановский И. И. Очерки по минералогической кристаллографии. Л., 1974.
Штрунц X. Минералогические таблицы. М., 1962.
Шуй Р. Т. Полупроводниковые рудные минералы. М., 1981.
Юбельт Р. Определитель минералов. М., 1978.
Юшкин Н. П. Теория и методы минералогии. Л., 1977.
Яхонтова Л. К., Гр у дев А. П. Зона гипергеиеза рудных месторождений. М., 1978.
305
Список минералов
А
Авантюрин 148
Аваруит 3O3i
Авгит '156, 173
Авогадрит 125-Агальматолит 183 Агат 149
Адам-ин 224
Адуляр 195
Азурит 208, 214
Айкннит 107
Аквамарин 168 Акмит 174 Аксинит 159 Актинолит 156, 176 Актинолит-асбест 176
Алабандин 106 Аллемо-нит 97 Аллофан 157 Алмаз 97, 100 Алтаит 106	-
Алунит 216, 219
Альбит Г58, 195
Альмандин 154, 162
Амазонит 195
Амальгама золота 96 Амблигонит 224 Аметист 148
Амфиболы -156, 175
Анатаз 131
Ангидрит 216, 217
Анальцим 158, 192
Англезит 216, 219 X"
Андалузит 155, 164
Андезин -195	f
Андрадит 1-54, 162
Аннабергит 224, 228
Анортит 158, 195
Антигорит 1181-
Антимонит 107, 119
Антлерит 216
Антофиллит 156 Апатит 224, 225 Арагонит 208, 211 z
Аргентит 106
Армаколит 300
Арсенопирит 106, 116
Арфведсонит 156, 178
Асболан 14'1
Астраханит 217, 222
Астрофил лит 157.
Аурихальцит 208
Аурипигмент '107, 121
Ахроит 170
Ашарит 202, 205
Аширит, см. диоптаз
Б
Бадделеит 131
Базальтическая роговая обманка- 1'78
Байкалит 173
Барит 216, 219
Барринджерит 303
Бастит 1-81
Бастнезит 208
Бейделлит 157
Беломорит 196
Берилл 155, 168
Беркеит 216
Бертрандит 155
Бертьерит 107
Бетафит 132
Бемит 132, 144
Биотит 157, 185
Бирюза 225, 229
Битовнит 195
Бишофит 125, 128
Благородная шпинель 136 Бледит, см. астраханит Блёклые руды 119 -Бобовая руда, см. лимонит Борацит 203; 205
Борнит 106, ИЗ
Брж-езинаит 303
Бр-и-а нит 303
Бронзит 172
Брошантит 216 Брукит il3b Брункит 110 Брусит 132, 143 Буланжерит 107, 121< Бура 202, 205 Бурнонит 107 Бутит 2L7
В
Вад 141
Ванадинит 224
Вантгоффит 216
Варисцит 224-
Везувиан 155, 166
Верделит 170
Вермикулит 157, 186‘
Вивианит 2'24, 227
Вилленит -154
Виллиомит 125
Вилуит 166
Висмут 97
Висмутин 107, 120
Висмутовый блеск,, см. вас» му тин
Витерит 208
Вишневит 190
Волластонит 156, 174
Вольфрамит 142
Воробьевит 1,68
Вульфенит 231, 233
Вюртцит 106
Г
Гага-ри-ннт 125 Гакманит 1'91 Галенит 106, 108 Галит 125, 127 Галлит 106 Галлуазит 1-57, 182 Галмей, см. каламин
306
Ганит 131-
Гарниерит 181
Геденбергит 156, 173
Гейкилит 131
Гейландит 159, 199
Гексагидрит 217
Гелиодор 168
Гельвин 158, 191
Гематит 131, 134
Гентгельвин 158
Гергейит 217
Гердерит 224
Германит 106
Герсдорфит 106
Герцинит 131
Гетерозит 224
Гётит 132, 144
Гиацинт 160
Гидденит 174
Гидраргиллит 132, 143
Гидроборацит 202, 204
Гидрогётит 132
Гидроксилапатит 226
Гидромусковит 157
Гидрослюды 157, 185
Гидроталькит 208
Гидроциикит 208
Гиперстен 156, 172
Гипс 216, 220
Глазерит 216
Глауберит 216
Глауберова соль, см. мирабилит
Глауколит 196
Глауконит 157, 186 ,
Глаукофан 156, 178
Горный хрусталь 148
Госларит 217, 222
Гранат 154, 161 •
Графит 97, 102
Гроссуляр 154. 161
Гумит 155
Гюбнерит 131, 142
Д
Давсонит 208
Даналит 158
Данбурит 159
Датолит 159
Демантоид 162.
Деревянистое олово 139
Десмин 159, 199
Джемсонит 107, 121
.Диаллаг 173
Диаспор 132, 144
Дизаналит 150
Диккит 157
Диопсид 156, 173
Диоптаз 156, 171
Дирфошерит 303
Дистен 455, 164
Добреелит 301
Доломит 208, 212
Дошатый шпат, см. волластонит
Дравит 155, 169
Дымчатый кварц 148
Дюмортьерит 155
Е
Еремеев ит 202
Ж .
Жадеит 156
Жедрит 156
Железный блеск 134
Железо метеоритное 96
Железо теллурическое 96
Жировик, см. тальк
Жозеит А 107
3
Зейригит 232
Змеевик, см. серпентин
Золото 96, 97
И
Изумрущ 168
Ильваит 155
Ильменит 131, 135
Ильменорутил 131
Индерит 202
Индиалит 155
Индиголит 470
Иньоит 202
Йогансенит 156
Иодаргирит 125
Иригинит 231
Иридий 96
Исландский шпат 209
Иттрофлюорит 125
К
Каинит 217
Каламин 155, 165
Калиевые квасцы 217
Кальциборит 202
Кальцит 208
Камасит 96
Каменная соль, см. галит
Канкринит 158, 190
Каолинит 157, 181
Карлсбергит 303
Карнаяит 125, 129
Карнотит 224, 228
Касситерит 131, 139
Кварц 132, 146
Кеммерерит 187	•
Кераргирит 125
Кианит, см. дистен
Кизерит 21(7
Киноварь 106, 111
Клевеландит 196
Клейофан ПО
Клинопироксены 173
Клиноптилолит, см. гейландит
Клинохлор 158, 188
Кнопит 150
Кобальтин 106, 116
Кобальтовый блеск, см. кобальтин
Ковеллин 107, 123
Когенит 97
Козалит 107.
Колеманит 202„ 205
Колумбит 131, 141
Конгсбергит 96
Кордероит 125
Кордиерит 155, 169
Корунд 131, 133
Котоит 201, 203
Коч у бейт 187
Красная серебряная руда
118'
Красный железняк 134
Кремень 149
Криновит 303
Криолит 125
Кристобалит 1'32
Крокидолит 178
Крокоит 95
Кроссит 178
Ксенотим 224
Кубанит 106
Кунцит 174
Куприт 131, 132
Купроаурит 96 Купротунгстит 231.
Л
Лабрадор Г95
Лавровит 173
Лазулит 224
Лазурит 158, 191
Лал, см. благородная шпинель
Лампрофиллит 155
Лангбейнит 216
Левеит 217
Лейцит 158, 191
Леонит 217
Лепидокрокит 132, 145
Лепидолит 157, 186
Лепидомелан 185
Лёд 13Г
Лёлленгит 106
Либетенит 224
Лимонит 145
Линдгренит 231
Ловчоррит, см. ринколит
Ломонтит 159, 199
Лонсдейлит 97
Лопарит 132
Лоуренсит 303
Лунный камень 195
Людвигит 202, 203
М
Магнезиоферрит 131
Магнезит 208, 209
Магнетит 131, 137
307
Магнитный железняк, см. магнетит
Магнитный колчедан, см. пирротин
Магномагнетит 13'7
Магурмолит 231
Малайяит 154
Малак-он 160
Малахит 208, 213
Мангангеденберпит 173
Манганит 131, 140
Маргарит 157
Мариалит 159, 196
Марказит 106, 116
Марматит 110
Мартит 134
Медная зелень 213
Медная синь 214
Медное индиго, см. ковеллин
Медный блеск, см. халькозин
Медный колчедан, см. халькопирит
Медь самородная 96, 99
Мейонит 459, 196
Мелинит 162
Мелантерит 217, 222
Метаборит 203
Метациннабарит 106
Микроклин 158, 194
Микролит 132, 150
Миллерит 107
Миметезит 224'
Мирабилит 216, 222
Молибденит 107, 122
Молибденовый блеск, см.
молибденит
Молибдошеелит 230
Монацит 224, 225
Монтебразит 224
Монтмориллонит 157, 187
Морденит 159, 199
Морион 148
Муассанит 97
Мусковит 157„ 184
Мышьяк 97
Мышьяковый колчедан, см.
арсенопирит
Н
Наждак 134
Накрит 157
Настуран 133
Натриевая селитра 214
Натролит 159, 198
Нашатырь 125
Невяискит 96
Немалит 143
Нефелин 158, 189
Нефрит 177
Никелин 106, 112
Никель теллурический 96
Нонтронит 157, 187
О
Обыкновенная роговая обманка 178
Оксиапатит 226
Олнвенит 224-
Оливин 159
Олигоклаз 195
Оловянный камень, см. кас-
ситерит
Оловянный колчедан, см. станнин
Ольдгамит 303
Опал 132, 149
Орлец, см. родонит
Ортит 155, 167
Ортоклаз 158, 194
Ортопироксены 172
Осборнит 97
Осмий 96
Отунит 224, 228
фит 180
П
Палыгорскит 157
Пандермит 202, 205
Паризит 208
Пеннин 158, 188
Пентапидрит 217
Пентапидроборит 202,
Пентландит 106, 114
Периклаз 131-
Перовскит 1Э2> 150
Перрит 300	*
Пинноит 202'
Пираргирит 107, 118
Пирит 106„ 115
Пироксеноиды 156, 174
Пироксены 156, 171
Пир'оксферроит 300
Пиролюзит 13Г, 140
Пироп 154, 162
Пирофиллит 157, 182
Пирохлор 132, 150
'Пирротин 106, 111
Плавиковый шпат, см. флюорит
Плагиоклазы 158, 195
Платина 96, 100
Поваренная соль, см. палит
Повеллит 230, 233
Полевые шпаты 158, 193
•Полигалит 217
Поликсен 96, 100
Поллуцит 158, 193
Празем 148
Преображенскит 202
Прохлорит 158, 188
Прустит 407, 118
Псевдомалахит 224
Псиломелан 134, 141
Птилолит, см., морденит
Пьемонтит 155'
Р
Раммельсбергит 106 Ратовкит 126
Раухтопаз, см. дымчать. _ кварц
Реальгар 106, 117
Ревдинскит 181
Рибекит 156, 178 Ринколит 1515
Рипидолит, см. прохлорит Роговая обманка 156, 177 Родонит 156, 175 Родохрозит 208, 210 Родусит 178
Ртуть 96
Рубеллит 170
Рубин 174
Рутений 96
Рутил 134, 138
С
Сагенит 138
Самарскит 131
Санидин 158, 194
Сапфир 13'5 Сассолин 203
Сафлорит 106
Свинцовый блеск, см. галенит
Селен 97
Селенит 220’
Селлаит 425 Сепиолит 157.
Сера 97, 103
Сердолик 449
Серебро 96, 98
Серицит 184
Серный колчедан, см. пирит Серпентин 157, 180 Сидеразот 97'
Сидерит 208, 210
Силлиманит 155, 165
Сильвин 125, 128
Сингенит 217 Синхалит 201-Скаполиты 159, 196 Сколецит 159, 198 Скородит 2'24, 228 Скуттерудит 106, 117' Слюды 457, 183 Смитсонит 208, 211 Сода 208
Содалит 158, 190
Соссюрит 167
Спессартин 154, 162
Сподумен 156, 174 Ставролит 155, 165
Станнит 106, ИЗ
Стеатит, см. тальк
Стибнит, см. антимонит Стильбит, см. десмин Стильпномелан 167 Стишовит 1,32 Стронцианит 208
Суанит 202
Сульфоборит 202
308
Сурьма 97
Сурьмяный блеск, см. антимонит
Суэзит 96
Сфалерит 106, 109
Сфен, см. титанит
Т
Талнахит 112
Тальк 157, 182
Танталит 13'1, 141
Тахигидрит 125
Теллуровисмутит 107
Тенардит 216, 217
Теннантит 107, 119
Термонатрит 208
Тетрадимит 107
Тетраэдрит 107, 119
Титанистый железняк, см.
ильменит
Титанит 154, 162
Ти1таномагнети1т 137
Топаз 154, 163
Торбернит 224, 228
Торианит-13'1
Торит 154
Транквилитит 300
Тремолит 156, 176
Тридимит 132
Триплит 224
Трифилин 224
Троилит 106, 11 li
Трона 208
Тулит 167
Тунгомелан 141
Тунгстенит 107
Турмалин 155, 169
Тэнит 96
Тюрингит 158, 188
Тюямунит 2'24, 228
Тяжелый шпат, см. барит
У
Уваровит 154, 162
Улексит 202, 205
Ульвит 131
Умохоиг 231
Уралит 178
Уранинит 131, 133
Урановая смолка 133
Урановая смоляная руда
133
Урановая чернь 133
Урановые слюдки 224, 228
Ф
Фаррингтонит 303
Фатерит 208
Фаялит 154, 159
Фельдшпатиды 158, 188
Фенакит 154
Ферберит 131, 142
Ферримолибдит 231, 233
Феррит 96
Ферритунгстит 231
Феррогастиигсит 156
Ферросилит 156
Ферсилицит 97
Ферсмит 131
Фибролит 165
Флогопит 157, 184
Флюоборит 202
Флюорит 125, 126
Форстерит 154. 159
Фосфорит 226
Франклинит 131
Фрейбергит L19
Фторапатит 226'
Фуксит 184
X
Халцедон 148
Халькантит 217, 222
Халькозин 106, 108
Халькопирит 106, 112
Хексонит 303
Хиастолит 104
Хлоантит 106, 117
Хлорапатит 226
Хлоритоид 155
Хлориты 158, 187
Хондродит 155
Хризоколла 157, 187
Хризолит 1159
Хризотил-асбест 181
Хр’омднопсид 173
Хромистый железняк, хромит
Хромит 131, 136
Ц
Цейнерит 224
Целестин 216, 218
Целлерит 208
Цельзиан 458
Цеолиты 159., 197
Церуссит 208, 212
Цинковая обманка, см. сфалерит
Циркон 154, 160
Цоизит 155, 167
Ч
Чароит 157
Черная стеклянная голова^, см. гётит
Черчит 224
Чилийская селитра, см. натриевая селитра
Чиллагит 231
Ш
Шабазит 150, 199
Шамозит 158, 188
Швацит 119
Шеелит 230, 231
Шенит 217
Шерл 155, 169
Шмальтин 106, 117
Шпинель 131, 136
Шрейберзит 97
Штольцит 231
Шунгит 102
Э
Эвдиалит 156
Эгирин 156, 174
Электрум 96, 97
Элеолит 189
Эльбаит 155, 169
Энаргит 107, 118
Энигматит 157
Энстатит 156, 172
Эосфорит 225
Эпидот 155., 166
Эпсомит 217, 222
Эритрин 224, 227
см. Эшинит 132
ю
Юриит 303
Я
Ярозит" 216, 220
Яшма 149
Оглавление
Предисловие .......... ....	3
Введение......................................................... 5
Развитие представлений о минералах. История минералогии ................................................... 5
Современные представления о минералах....................13
Значение и основные задачи минералогии...................Г5
ЧАСТЬ I
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МИНЕРАЛАХ
Крнсталлохимическая характеристика минералов ....	17
Межатомная связь н координация атомов в минералах .	17
Структура минералов*.................................... 24
Структурные несовершенства минералов.....................26
Тонкодисперсное состояние минералов......................29
Химический состав минералов......................................30
Особенности химического состава минералов ....	30
Изоморфизм...............................................31
Роль воды и других водородно-кислородных группировок в минералах .............................................34
Кристаллохимические формулы минералов....................36
Морфология минералов.............................................38
Внешний облик минеральных индивидов......................38
Закономерные срастания минералов.........................45
Минеральные агрегаты.....................................50
Включения и другие неоднородности в минералах ...	52
•Физические свойства минералов...................................53
Плотность................................................54
Механические свойства....................................55
Кристаллооптические свойства ........................... 59
Спектроскопические свойства..............................63
Электрические свойства ......................... .....	73
Магнитные свойства.....................................  76
Радиоактивность н .радиационные свойства.................78
Термические свойства.....................................80
Физико-химические свойства и устойчивость минералов .	82
Поверхностные свойства...................................83
Методы минералогических исследований.............................85
Методы изучения минералов при проведении полевых работ 85
Методы изучения шлихов...................................87
Лабораторные методы изучения минералов...................90
310
ЧАСТЬ II
СИСТЕМАТИКА И ОПИСАНИЕ МИНЕРАЛОВ
Самородные элементы...............................95
Сульфиды и их аналоги............................104
Галоиды..........................................124
Окислы и гидроокислы.............................129
Силикаты и алюмосиликаты.........................151
Бораты...........................................200
Карбонаты........................................204
Нитраты..........................................214
Сульфаты.........................................215
Фосфаты, арсенаты и ванадаты.....................223
Молибдаты и вольфраматы..........................229
ЧАСТЬ III
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ
Способы образования минералов................235
Понятия о природных ассоциациях минералов .	.	.	236
Типоморфиые минералы, типоморфиые признаки и генерации минералов............................238
Классификация процессов минералообразования . .	242
Магматический процесс и ассоциации минералов в магматических породах и месторождениях.............. 243'
Пегматитовый процесс и ассоциации минералов в пегматитах ...........................................255
Постмагматические метасоматические процессы образования минералов и минеральные ассоциации в скарнах, альбититах и грейзенах..................................262
Скарновый процесс и ассоциации минералов в скарнах 264 Альбитизация и минеральные ассоциации в альбититах 266 Грейзеннзация и минеральные ассоциации в грейзенах 268 Окварцеваиие, серицитизация и другие низкотемпературные метасоматические процессы и их минеральные ассоциации...................................270
Гидротермальный процесс и ассоциации минералов в руд-ных жилах.......................................271
Процессы выветривания и минеральные ассоциации в корах выветривания.....................................277
Осадкообразование и минеральные ассоциации некоторых осадочных пород и руд............................286
Метаморфические процессы мииералообразования и ассоциации минералов в метаморфических породах	....	292'
Минералы лунных пород и метеоритов...............300
Литература ...............	304
Список минералов..................................... 306-
АЛЕКСЕЙ ВИКТОРОВИЧ МИЛОВСКИЙ, ОЛЕГ ВАСИЛЬЕВИЧ КОНОНОВ
МИНЕРАЛОГИЯ
Заведующая редакцией И. Й. Щехура
Редактор Н. В. Баринова
Художественный редактор Ю. М. Добрянская
Переплет художника
Н. И. Терехова
Технический редактор
3. С. Кондрашова
Корректоры И. А. М у ш н .и к,о в а, С. Ф. Будаева, Т. С. Ми л я к о в а
Тематический план 1962 г. № 169 ИБ № 1365
Сдано в набор 22.01.82. Подписано к печати 2'5.06.82. Л-80716. Формат 70X100'Лв. Бумага тип. № 1. Гарнитура Литературная. Высокая печать Уел. >печ. л. 25,35. Уч.-дазд. л. 25,07. Тира-ж 6.000 экз. Зак. 334
Цен-а 1 ,р. 40 к. Над. № 1866.
Ордена «Знак Почета» -издательство Московского университета.
103009, Москва, ул. Герцена, 5/7.
Типография ордена «Знак Почета* изд-ва МГУ.
Москва^ Ленинские горы