/
Автор: Кухаренко А.А.
Теги: минералы геология полезные ископаемые минералогия минеральные ресурсы
Год: 1961
Текст
А А. КУХАРЕHKO
МИНЕРАЛОГИЯ
РОССЫПЕЙ
^^ОДТЕХИЗД^
ГОСУДАРСТВЕННОЕ НАУЧНО ТЕХНИЧЕСКОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВО
литературы по геологии и охране недр
МОСКВА 1961
ПРЕДИСЛОВИЕ
Россыпям посвящена обширная литература, отображающая тот
интерес, который на протяжении многих десятилетий неизменно вызы-
вает во всех странах этот тип месторождений как один из важных
источников минерального сырья.
В настоящее время имеется ряд обобщающих трудов по геологии
россыпей и в том числе ставшая классической книга «Основы геологии
россыпей» Ю. А. Билибина, составленная применительно к золотонос-
ным районам Северо-Востока СССР.
Менее успешно развивалось изучение вещественного состава и
особенно — минералогии россыпей. Несмотря на большое число опуб-
ликованных работ, посвященных описанию минералов россыпей, иссле-
дованию минерального состава шлихов и терригенных пород и тому
подобных вопросов, еще не создана общая минералогия россыпей,
позволяющая представить наблюдаемые в них минеральные ассоциа-
ции не как случайные механические скопления обломочных частиц,
а как закономерный результат проявления геологических и геохимиче-
ских процессов.
В имеющихся руководствах и справочниках по шлихо-минералоги-
ческому анализу и минералам осадочных пород обычно излагается
методика обработки и минералогического исследования проб, даются
диагностические признаки и константы минералов, но совершенно не
затрагиваются генетические вопросы минералогии россыпей. Эти вопросы
частично рассматриваются в некоторых трудах по осадочной петро-
графии, например в руководстве Л. В. Пустовалова, но лишь в самом
общем виде и в приложении к общим процессам формирования осадоч-
ных толщ. В этом отношении единственной в своем роде остается книга
К. Рейборна и Г. Мильнера, в настоящее время во многом уже уста-
ревшая. В ней не только описаны методы поисков и разведки россыпей
и минералогического исследования концентратов, но и рассмотрены
некоторые общие вопросы происхождения наблюдаемых в россыпях
минеральных ассоциаций.
Составляя «Минералогию россыпей», автор имел в виду именно
эту генетическую сторону проблемы и попытался последовательно рас-
смотреть основные этапы формирования минеральных ассоциаций, на-
чиная с момента высвобождения минералов из материнских пород и
кончая процессами эволюции состава обломочного материала при его
переносе, образовании различных типов россыпей и последующем их
эпигенетическом изменении.
Эти и связанные с ними вопросы генезиса россыпей рассматри-
ваются в первой, общей части книги; здесь же кратко охарактери-
зованы и главнейшие методы, применяемые при исследовании мине-
рального состава россыпей. В основу этой части работы положены
материалы по россыпям алмазов, золота и платины (преимущественно
аллювиальным), дополненные имеющимися в отечественной и зарубеж-
3
ной литературе данными по россыпям других генетических типов и
состава.
Вторая, описательная часть «Минералогии россыпей» содержит
характеристику большинства встречающихся в концентратах и шлихах
минералов, причем основное внимание уделено здесь описанию «тяже-
лых» минералов, составляющих главную экономическую ценность рос-
сыпей. При составлении этой части автор старался не ограничиваться
стандартными характеристиками свойств минералов, в равной мере
приложимыми и к обломочным зернам, и к минеральным индивидам
из коренных месторождений, как это делается в большинстве справоч-
ных руководств. Он стремился показать и специфические для россыпей
особенности морфологии минеральных зерен и частиц, указать важ-
нейшие диагностические признаки и наиболее простые способы опре-
деления отдельных минералов, а там, где это оказалось возможным,
привести и типоморфные особенности минералов, позволяющие судить
о характере их первичных месторождений. Автор счел также необхо-
димым кратко охарактеризовать важнейшие типы месторождений опи-
сываемых минералов и указать характерные для них парагенетические
ассоциации, нередко прослеживаемые и в россыпях.
Описательная часть иллюстрируется «Атласом минералов россы-
пей», составленным минералогической лабораторией Центральной экс-
педиции ВСЕГЕИ под руководством автора. В «Атласе» приведены
изображения всех минералов и минеральных разновидностей, описывае-
мых в тексте.
Книга рассчитана главным образом на минералогов-шлиховиков;
автор надеется также, что она будет полезна и более широкому кругу
лиц, работающих в области осадочной петрографии и минералогии.
При составлении ее учтен и многолетний опыт преподавания курса
шлихового анализа на геологическом факультете ЛГУ, в связи с чем
«Минералогия россыпей» может служить учебным пособием при чтении
отдельных разделов этого курса, а также курса геологии россыпей.
.Ленинград, июль, 1958 г
ЧАСТЬ ПЕРВАЯ
ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ,
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ И МЕТОДЫ
МИНЕРАЛОГИЧЕСКОГО ИССЛЕДОВАНИЯ
РОССЫПЕЙ
ВВЕДЕНИЕ
Россыпями называют вторичные концентрации минералов среди
обломочных отложений, возникшие в процессах разрушения тех или
иных, первичных по отношению к россыпям, горных пород и мине-
ральных месторождений.
В россыпях преимущественно концентрируются минералы, обла-
дающие повышенным удельным весом и в ряде случаев повышенной
механической прочностью. К ним относятся многие промышленно цен-
ные минералы: золото, платина, касситерит, циркон, монацит, торианит,
ильменит, шеелит и многие др.
В первичных месторождениях эти минералы часто содержатся
в исчезающе малых количествах. Накопление их в обломочных осадках
и возникновение россыпей обусловлены существенными различиями
в свойствах подобных минералов и главной массы материала обло-
мочных отложений. Возникновение россыпей может рассматриваться,
таким образом, как одно из проявлений присущей процессам осадко-
накопления дифференциации материала по массе, удельному весу,
механической прочности или химической стойкости частиц, приводящей
к многократной концентрации тяжелых и стойких компонентов в от-
дельных горизонтах обломочных толщ.
Формирование россыпей происходит одновременно с образованием
вмещающих их отложений и подчинено тем же закономерностям, какие
управляют процессами формирования кластических осадков вообще.
Как и эти последние, россыпи подразделяются на ряд генетических
типов и групп в зависимости от характера агентов денудации, с дея-
тельностью которых связано возникновение обломочных накоплений.
Россыпи группируются в естественные ряды и системы, в пределах
которых вещественный состав и геологическое строение россыпей зако-
номерно изменяются в пространстве, — в зависимости от положения
относительно источников обломочного материала, от обстановки и дли-
тельности его переноса и от условий формирования отложений, и во
времени — в зависимости от положения эпохи образования россыпей
а общей хронологической последовательности осадочных формаций.
Россыпи размещаются не только среди современных отложений, но
встречаются и во многих древних осадочных формациях. Они известны
в осадочных породах различных систем, начиная от докембрийской и
кончая четвертичной. Россыпи, приуроченные к древним осадочным
породам и испытавшие вместе с ними диагенетические изменения, а
иногда и метаморфизм, относятся к категории ископаемых россыпей.
История формирования россыпей запечатлена в их геологическом
строении и вещественном составе. Четыре главных фактора определяют
минеральный состав россыпей: а) характер и состав горных пород и
минеральных месторождений, служивших поставщиками обломочного
7
материала, б) характер и интенсивность процессов разрушения мате-
ринских пород и образования обломочного материала; в) процессы из-
менения этого материала при его переносе агентами денудации и при
накоплении осадков; г) процессы эпигенетические, преобразующие ве-
щественный состав отложений после формирования россыпей
Ниже кратко рассматривается влияние отдельных названных фак-
торов. Более развернутую их характеристику и описание геологических
процессов, приводящих к образованию осадочных толщ, можно найтч
в многочисленных и широко известных руководствах по отдельным
геологическим дисциплинам: петрографии, месторождениям полезных
ископаемых, общей и динамической геологии, геоморфологии, осадоч-
ной петрографии и литологии
ГЛАВ А I
МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ПОРОД
ПИТАЮЩИХ ПРОВИНЦИЙ
Образование россыпей неразрывно связано с процессами разруше-
ния тех или иных изверженных, метаморфических или осадочных гор-
ных пород и минеральных месторождений, первичных по отношению
к возникающим за счет их материала обломочным отложениям. Терри-
ториально ограниченный комплекс горных пород и минеральных место-
рождений, продукты разрушения которых участвуют в образовании той
или иной системы россыпей, называется питающей провинцией данной
системы россыпей.
Ниже приводится перечень встречающихся в россыпях минералов,
генетически связанных с теми или иными комплексами горных пород.
Указываются преимущественно «тяжелые» 1 минералы, поскольку обыч-
ные компоненты кластических осадков (кварц, полевые шпаты, слюды
и др.), широко распространенные во многих горных породах самых
различных генетических типов, не характерны для россыпей и в боль-
шинстве случаев не могут быть использованы в качестве указателей
петрографических особенностей питающей провинции. Перечисление
минералов дано в соответствии с общепринятой минералогической си-
стематикой.
А. Изверженные породы
Изверженные горные породы во многих районах являются глав-
ными поставщиками обломочного материала и оказывают опреде-
ляющее влияние на вещественный состав формирующихся здесь рос-
сыпей.
Важную роль в формировании последних играют и минеральные
месторождения разных генетических типов, часто сопровождающие от-
дельные комплексы изверженных пород.
Большинство концентрирующихся в россыпях тяжелых минералов
относится в изверженных породах к числу акцессорных или второ-
степенных и лишь в породах основного и ультраосновного состава эти
минералы приобретают значение важных породообразующих компо-
нентов.
1 Удельный вес тяжелых минералов больше 2,9, т е больше удельного веса бро-
моформа, наиболее распространенной из тяжелых жидкостей, употребляющихся для
отделения редких и акцессорных минералов от породообразующих
9
1 Граниты, гранитные пегматиты, гранодиориты, гранит-порфиры, кварцевые порфиры,
кератофиры, липариты и другие породы семейства гранитов
Породообразующие минералы
Диопсид-авт ит
Обыкновенная роговая обманка
Биотит
Типичные акцессории
Гематит Топаз Берилл
Ильменит Альмандин Монацит
Рутил Спессартин Ксенотим
Лейкоксен Сфен Апатит
Магнетит Ортит Флюорит
Циркон Турмалин
Редкие второстепенные и акцессорные минера ты
\1олибденит Циртолит Лепидолит
Корунд Торит Г ельвин
Брукит Эвклаз Колумбит
Анатаз Кордиерит Танталит
Касситерит Г иперстен Эшинит
А ранинит Эгирин Эвксенит
Горианит Сподумен Браннерит
Хриз оберилл Рибекит Пирохлор
Малакон /Арфведсонит Самарскит Фергусонит ВНИКИТ
Минера ты гидротермальных, рудных месторождений
Золото Тетраэдрит Барит
М.едь Пирит Англезит
Олово Кобальтин Вольфрамит
Свинец Шмальтин Шеелит
Аргентит Арсенопирит Вульфенит
Га тенит Куприт Крокоит
Сфалерит Настуран Сидерит
Киноварь Лимонит Анкерит
Никелин Виллемит Церуссит
Антимонит Каламин Смитсонит
Висмутин Пироморфит Малахит
Халькопирит Миметезит • Бисмутит
Ванадинит
2 Сиениты, щелочные сиеииты, миаскитовые пегматиты, трахиты и другие породы
семейства сиенитов
Породообразующие минералы
Диопсид Арфведсонит
Эгирин-диопсид Биотит
Обыкновенная ротовая Лепидомелан
обманка
Типичные акцессории
Корунд
Г ематит
Ильменит
Рутил
Ленкоксеи
Маг нетит
Циркон
Малакон
Альмандин
Метанит
Сфен
Ортит
Пирохлор
Монацит
Апатит
Редкие второстепенные
и акцессорные минералы
Золото
Молибденит
I иперстен
Авгит
Баркевикит
Рибекит
Энигматит
Колумбит
Эшинит
Самарскит
ф тюорит
- 10
3. Нефелиновые сиениты, ийолиты, уртиты, мельтейтты, пегматиты нефелиновых сиенитов и ийолигов Породообразующие минералы
Эгирин Эгирин-ди Обыкнове обманка Арфведсонит Сфен опсид Энигматит Апатит иная роговая Биотит
Гематит Ильменит Магнетит Титаномагнетит Циркон Палакон (алызи Типичные акцессории Эвдиалит Астрофиллит Ловчоррит Лопарит Флюорит :т)
Пирротин Пирит Молибденит Халькопирит Бадделеит Редкие акцессории Рамзащ Перовскит Дизанолит Пирохлор
4 Диори ты, кварцевые диориты, габбро-диориты, андезиты, порфириты и другие породы семейства диоритов
Диопсид Авгит Актинолит Породообразующие минералы Обыкновенная роговая обманка Биотит
Ильменит Рутил Лейкоксен Шпинель Магнетит Титаномагнетит В юрост епенные минералы и типичные акцессории Оливин Сфен Цоизит Эпидот Гиперстен Баркевикит Апатит
Пирит Корунд Гематит Редкие акцессории Циркон Альмандин Ортит 5 Габбро, нориты, габбро-диабазы, диабазы, базальты и другие породы семейства габбро
Ильменит Лейкоксен Титаномагнетит Оливин Гиперстен Породообразующие минералы Диопсид-авгит Авгит Пижонит Актинолит (уралит) Обыкновенная роговая обманка
Пирротин Гематиг Рутил Плеонаст Хромпикотит Лимонит Второстепенные минералы и типичные акцессории Цоизит Эпидот Пумпелипт Баркевикит Апатит
11
Редкие минералы
Золото Халькопирит Андрадит
Платина Тетраэдрит Везувиан
Медь Пирит Ортит
Пентландит Циркон Мелилит
Пренит
6 Дуниты, перидотиты, пироксениты, (диаллагиты) серпентиниты
Породообразующие минералы
Хромшпинелид Диопсид-авгит
Оливин Авгит
Ромбический пироксен, (броищт) Обыкновенная роговая обманка
Типичные акцессории
Платина Ильменит
Осмистый иридий Лейкоксен
Пентландит Плеонаст
Пирротин Магнетит
Халькопирит Титаномагнетит
Редкие мснералы
Золото Везувиан
Алмаз ХрО!ЧДИОПСИД
Корунд Флогопит
Гроссуляр Перовскит
Уваровит Апатит
7 Оливиниты, щелочные пироксениты, нефелиновые пироксениты и ассоциирующие
с ними мельтейгиты, их пегматиты и карбонатиты
Породообразующие минералы
Магнетит Диопсид
Титаномагнетит Титанавгит
Форстерит Флогопит
Монтичеллит Перовскит
Сфен Апатит
Вюростепенные и акцессорные минералы
Ильменит Мелилит
Клиногумит Обыкновенная роговая обманка
Шорломит Паргасит
Редкие минералы
Пирротин Бадделеит
Пирит Шпинель
Халькопирит Лимонит
Г ематит Пирохлор
Анатаз Малахит
Лейкоксен 8 Пикриты, кимберлиты, альнеиты, лимбургиты
Породообразующие минералы
Ильменит Ромбический пироксен
.Магнетит Диопсид
Форстерит Титанавгит Флогопит
Редкие и акцессорные минералы
Аллтаз Пироп
Г ематит Хромдиопсид
Рутил Базальтическая роговая обманка
Шпинель Перовскит
Хромпикотпт Циркон 12 Апатит
В пределах каждого семейства магматических пород глубинные
их представители в общем характеризуются более разнообразным ми-
неральным составом в сравнении с породами дайковыми и изливши-
мися. Для минералов последних нередки кристаллографически пра-
вильные ограничения; часто отмечаются признаки резорбции, опацити-
зации (для железомагнезиальных силикатов), редкость структур рас-
пада твердых растворов, повышенное содержание элементов-примесей
и в целом — более сложный химический состав.
Б. Метаморфические породы
Метаморфические породы в общем характеризуются более разно-
образным минеральным составом в сравнении с породами извержен-
ными. Это обусловлено значительными вариациями химического состава
пород, подвергающихся метаморфизму (осадочных, вулканогенных, вул-
каногенно-осадочных и др.), и незавершенностью самих процессов
метаморфизма, зачастую приводящих к возникновению неравновесных
минеральных ассоциаций. Особенно разнообразен состав контактово-
метаморфических пород, характеризующихся сложностью и многоста-
дийностью процессов минералообразования.
Для главнейших типов метаморфических пород характерны следую-
щие минеральные ассоциации.
1 Роговики
Породообразующие минораты
Андалузит
Ставролит
Кордиерит
Биотит
Обычные акцессории
Рутил
Альмандин
Силлиманит
Редкие акцессории
Л'олибденит
Пирит
Кобальтин
Корунд
Касситерит
Шпинель
Топаз
Турмалин
Флюорит
2 Скарны
Породообразующие минералы
Магиети г
Гроссуляр
Андрадит
Везувиан
Цоизит
Волластонит
Диопсид
Г еденбергит
Эпидот
Тремолит
Актинолит
ITapi асит
Второстепенные минералы и типичные акцессории
Шпинель
Форстерит
Меланит
Бустамит
Флогопит
Турмалин
Аксинит
Датолиг
Гельвин
Перовскит
Апатит
Шеелит
13
Минера гы гидротермальнь v рудных чесюрождений
Золото
Галенит
Сфалерит
Пирротин
Молибденит
Халькопирит
Тетраэдрит
Корунд
Рутил
Андалхзит
Пирит
Гематит
Ильменит
Цоизит
Эпидот
Актинолит
Пирит
Кобальтин
Арсенопирит
Гематит
Касситерит
Лимонит
Флюорит
3 Вторичные кварциты
Типичные минералы
Диаспор
Шпинель
Топаз
Хлоритоид
Редкие минералы
Лейкоксен
Циркон
Турмалин
4 Филлиты
Породообразующие минералы
Биотит
Хлоритоид
Пирит
Гематит
Магнетит
Рутил
Лейкоксен
Золото
Г аленит
Ильменит
Магнетит
Ц оизнт
Эпидот
Обычные акцессории
Глаукофан
Сфен
Монацит
Флоренсит
Апатит
Редкие акцессории
Халькопирит
Тетраэдрит
5 Амфиболиты и «зеленые» сланцы
Породообразующие минералы
Актинолит
Обыкновенная роговая обманка
Глаукофан
Биотит
Гематит
Рутил
Плеонаст
Альмандин
Обычные акцессории
Сфен
Диопсид-авгпт
Антофиллит
Апатит
Пирит
Корунд
14
Редкие акцессории
Дистен
Пренит
Дистен
Силлиманит
Андалузит
Ставролит
Гематит
Магнетит
Рутил
Кордиерит
Пироп
Альмандин
Корунд
Гематит
Ильменит
Рутил
Магнетит
Оливин
6 Кристаллические сланцы парагнейсы
Породообразующие минералы
Альмандин
Гиперстен
Актинолит
Обыкновенная роговая обманка
Второстепенные и акцессорные минералы
Сапфирин
Корнерупин
Сфен
Турмалин
Апатит
7. Эклогиты
Породообразующие минералы
Омфацит
Смарагдит
Второстепенные и акцессорные минера пы
Дистен
Ромбический пироксен (бронзит)
Диопсид-геденбергит
Хромдиопсид
Роговая обманка
Сапфирин
Несмотря на некоторое сходство минерального состава извержен-
ных и метаморфических пород, отчетливо выявляющееся из сопостав-
ления обоих приведенных выше списков, минералы метаморфических
пород в ряде случаев отличаются некоторыми особенностями. К таким
особенностям, отображающим условия минералообразования в процес-
сах метаморфизма, относятся: 1) простота кристаллографических форм
минеральных индивидов, из которых обычно развиваются только наи-
более важные в структурном отношении грани; 2) пластинчатая, шесто-
ватая и игольчатая формы кристаллов и зерен; 3) отсутствие структур
распада и редкость зональных структур, причем наблюдающаяся иногда
в метаморфических минералах зональность обычно носит обратный
характер в сравнении с зональностью минералов изверженных пород;
4) часто наблюдаемые взаимные срастания и прорастания минералов
и широкое распространение в них включений, обусловленное ростом
кристаллов в твердой среде.
В. Осадочные породы
Минеральный состав большинства терригенных осадочных пород,
как правило, значительно более беден по сравнению с породами рас-
смотренных выше генетических групп. В них распространены лишь
те минералы, которые по химическим особенностям и физическим свой-
ствам способны противостоять разрушающей деятельности агентов вы-
ветривания и переноса обломочного материала. Такое сокращение числа
минералов в процессе формирования осадков особенно характерно для
континентальных песчаных и гравийных отложений, формирующихся
в зрелые стадии седиментационных циклов в условиях длительного
переноса обломочного материала и в обстановке химически активной
среды. Подобные породы часто резко обогащены устойчивыми мине-
ралами такими, как циркон, рутил, ильменит, дистен и др., а в легкой
песчаной и гравийной фракциях обогащены кварцем и частицами
кварцевых пород. Наоборот, обломочные отложения формации граувакк
15
г seen в начальные этапы денудационно-седимен-
тационных циклов, в обстановке интенсивного механического разруше-
ния материнских пород, быстрого и недалекого переноса зачастую
характеризуются многоминеральным составом, близко напоминающим
состав исходных пород. Однако и здесь упрощение минерального со-
става обломочных осадков в сравнении с материнскими породами
в ряде случаев выявляется весьма отчетливо
Для главнейших типов осадочных пород характерны следующие
тяжелые минералы.
1 Граувакки, аркозы, полимиктовые песчаники, гравелиты, конгломераты
и близкие к ним породы
Золото Лимонит Эпидот Биотит
Пирит Циркон Ортит Хлориты
Гематит Гранаты Ромбические Хлоритоид
Ильменит Дистен пироксены Монацит
Рутил Ставролит Моноклинные Апатит
Лейкоксен Сфен пироксены Барит
Магнетит Цоизит Актинолит Доломит
Титаном агнетит Роговая обманка
2 Кварцевые песчаники и кварциты
Корунд Шпинель Дистен
Гематит Хромшпинепиды Ставролит
Ильменит Магнетит Эпидот
Рутил Лимонит Актино тит
Анатаз Циркон Турмалин
Брукит Альмандин Люнацит
Лейкоксен Андалузит
3 Глинистые, алеврито-песчаные и кремнистые породы
Пирит Лимонит Коллофан
Марказит Циркон Барит
Г ематит Родонит Сидерит
Рутил Апатит (фосфорит) Родохрозит
Пиролюзит Малахит
4 Карбонатные и гидрохимические породы
Пирит Барит Магнезит
Г ем атит Целестин Сидерит
Лимонит Ангидрит Доломит
Ciронцианит
Для минералов терригенных пород характерна окатанность зерен,
особенно часто наблюдающаяся в существенно кварцевых породах кон-
тинентального и прибрежно-морского происхождения. В некоторых слу-
чаях в подобных осадках подавляющая масса тяжелых минералов,
в том числе такие абразивно-прочные минералы, как циркон, турмалин
или рутил, имеют форму хорошо окатанных или даже совершенно
округлых частиц.
Теоретически в россыпях могут присутствовать все (или почти все,
за исключением некоторых особенно неустойчивых) минералы, которые
распространены в породах питающей провинции и расположенных в ее
пределах минеральных месторождениях. В действительности же, если
исключить из рассмотрения вторичные минералы россыпей, последние
несравненно беднее материнских пород минеральными видами и редко
содержат более трех-четырех десятков минералов, среди которых пре-
обладают соединения относительно простого состава. Такое обеднение
и упрощение минерального состава россыпей в сравнении с составом
исходных пород является общей закономерностью формирования об-
ломочных осадков и обусловлено процессами естественного отбора ми-
нералов, происходящими при дезинтеграции материнских пород, процес-
сах их выветривания и переносе продуктов разрушения.
ГЛАВА II
ПРОЦЕССЫ РАЗРУШЕНИЯ ПОРОД ПИТАЮЩЕЙ ПРОВИНЦИИ
Изверженные, метаморфические и многие осадочные горные породы,
сформированные в определенных физико-химических обстановках,
в условиях земной поверхности, резко отличающихся от условий их
образования, оказываются неустойчивыми и подвергаются процессам
разрушения. Совокупность этих процессов получила название выветри-
вания.
Процессы выветривания управляются многими факторами. Глав-
нейшими из них являются: характер исходных пород и химическая
обстановка среды, определяющие направление процесса выветривания.
Важное значение имеют также климатические условия, геоморфологи-
ческая обстановка и длительность выветривания, определяющие интен-
сивность процессов, их масштаб, конечные результаты и сохранность
продуктов выветривания.
В едином процессе изменения горных пород в условиях земной
поверхности принято различать две его формы: физическое выветри-
вание, выражающееся в дезинтеграции пород, и химическое выветри-
вание, приводящее к более или менее глубокому изменению их химиче-
ского и вещественного состава. Оба эти процесса взаимосвязаны,
протекают одновременно, но управляются различными факторами,
интенсивность проявления которых различна на разных этапах вывет-
ривания. С известным приближением к действительности обе эти формы
выветривания можно рассматривать как две последовательные стадии
единого процесса разрушения горных пород: физическое выветривание,
измельчая породу, как бы подготавливает материал для более глубо-
кого химического изменения самого вещества породы.
Физическое выветривание. Процессы физического вывет-
ривания направлены на механическое разрушение горных пород—их
измельчение. Агентами физического выветривания являются колебания
температуры, расклинивающее действие воды в капиллярных трещинах
горных пород, разрывная сила льда и минеральных солей, кристалли-
зующихся в трещинах, разрушающее действие корней растений и др.
По результатам своей деятельности к агентам физического вывет-
ривания должны быть также отнесены речные потоки, ледники, ветер,
горные обвалы, морской прибой, вулканические взрывы, тектонические
движения коры, совершающие огромную работу механического разру-
шения горных пород.
Особую роль в процессах физического выветривания играют суточ-
ные колебания температуры.
Большинство минералов, слагающих горные породы, имеет неоди-
наковые коэффициенты объемного расширения и, кроме того, разные
коэффициенты термического расширения по различным кристаллогра-
фическим направлениям. Периодически нагреваясь и охлаждаясь, минс-
2 А А К>харечко 17
ральные зерна в породе оказывают друг на друга сильное и неравно-
мерное давление. Неравномерность его увеличивается неодинаковой
теплоемкостью минералов и неодинаковым нагреванием различно окра-
шенных зерен, создающими дополнительные температурные контрасты
в поверхностном слое породы. Вследствие низкой теплопроводности
поверхностная оболочка, непосредственно подвергающаяся инсоляции,
расширяется (при охлаждении — сжимается) несравненно быстрее, чем
глубже расположенные участки породы.
Все эти явления приводят к тому, что силы сцепления между
частицами породы ослабевают, возникает система трещин, следующих
направлениям текстурной неоднородности или первичной трещинова-
тости пород. Первоначально прочные породы распадаются по трещи-
нам отдельности на отдельные блоки, глыбы, крупные и мелкие куски
и в конечном итоге разрушаются в дресву и песок; минеральные зерна
высвобождаются и подвергаются дальнейшему измельчению.
Наиболее быстро процесс дезинтеграции протекает в крупно-
зернистых породах, особенно в магматических, где отсутствует связую-
щая мелкозернистая масса цемента, характерная для ряда метамор-
фических и осадочных пород и играющая роль своеобразного аморти-
затора при межгранулярных напряжениях.
Особенно энергично разрушение и дезинтеграция горных пород
протекают в районах с резко континентальным климатом, и зоны
каменных пустынь (как в высоких, так и в низких широтах) с их
мощными накоплениями щебня и песка у подножий скал представ-
ляют убедительные доказательства интенсивности процессов физиче-
ского выветривания.
По мере измельчения частиц породы скорость процессов дезинте-
грации уменьшается. На поверхности подвергающихся выветриванию
пород постепенно формируется плащ рыхлых накоплений, предохраняю-
щий породы от дальнейшего разрушения. Этот покров, носящий на-
звание элювия, имеет различный механический состав, зависящий от
характера материнских пород, форм рельефа, интенсивности и дли-
тельности процессов физического выветривания.
Элювий кварцитов и песчаников имеет обычно щебнево-песчаный
состав; элювий гранитов и большинства других изверженных пород —
дресвяно-щебневый, элювий различного рода филлитов и сланцев —
щебнево-алеврито-глинистый.
Зерна отдельных минералов, в особенности прочных и тяжелых
акцессорных минералов, частично или полностью высвобождаются в про-
цессе механического измельчения породы и накапливаются в элювиаль-
ном покрове. В районах с резко континентальным и сухим климатом
вещественный состав элювия сравнительно мало отличается от состава
материнских пород и может изменяться лишь в результате последую-
щей переработки массы элювия под действием ветра, атмосферных вод
и других факторов.
В условиях влажного климата, особенно влажного и теплого, вы-
ветривание пород не ограничивается стадией механической дезинте-
грации, но сопровождается более или менее глубоким изменением хими-
ческого состава элювиальных образований.
Химическое выветривание. По мере увеличения дисперс-
ности элювиального материала резко возрастают суммарная поверх-
ность частиц и способность их взаимодействовать с различными хими-
ческими реагентами среды выветривания. Процессы химического вывет-
ривания, в начальные стадии разрушения горных пород игравшие
подчиненную роль, становятся преобладающими.
Агентами химического выветривания являются свободные кислород
и углекислота атмосферы и особенно поверхностные почвенные и грун-
товые воды, обогащенные растворенными в них кислородом, углекисло-
1S
той, различными солями, иногда свободными минеральными кислотами,
образующимися при окислении сульфидов, разрушении галоидосодер-
жащих силикатов и других соединений. Немаловажную роль в этих
процессах играют и органические соединения и кислоты, выделяемые
корневой системой растений и микроорганизмами в процессах мате-
риального обмена с веществом почвы, а также гуминовые кислоты,
возникающие в результате сложных биохимических процессов почво-
образования.
Слабые водные растворы активно воздействуют на массу элювия,
растворяют минеральные частицы и вступают с ними в химические
реакции. Интенсивность этого воздействия тем больше, чем больше
дезинтегрирована порода и чем больше поверхность соприкосновения
вещества с раствором. Вторым фактором, интенсифицирующим или
замедляющим химические процессы в коре выветривания, является
климатический. Наиболее благоприятными для развития процессов
химического выветривания являются области с влажным, теплым или
жарким климатом и обильной растительностью и неблагоприятны —
зоны засушливого и холодного климата.
Известное влияние на интенсивность и масштаб процессов хими-
ческого выветривания оказывает также геоморфологическая обстановка,
в частности, степень расчлененности рельефа. Последняя определяет
глубину проникновения поверхностных вод — главных агентов вывет-
ривания, а также скорость перемещения их в массе элювия. Кора
выветривания обычно получает площадное развитие в районах пене-
пленизированных, с выровненным рельефом, в условиях медленной
фильтрации и длительного соприкосновения растворов с веществом
элювия Благодаря стабильности форм рельефа п малой интенсивности
денудационных процессов эти же районы наиболее благоприятны для
консервации покровных образований коры выветривания, накапливаю-
щихся в течение длительных отрезков времени.
Процессы химическою выветривания являются достаточно слож-
ными, но в конечном итоге сводятся к окислению первичных минера-
лов, их гидратации, разложению и карбонатизации, с образованием
новых соединений, более устойчивых в условиях коры выветривания.
Часть возникающих при этом соединений является хорошо раствори-
мой и выщелачивается из коры выветривания; другие соединения,
особенно окислы, гидроокислы и вторичные водные силикаты, трудно-
растворимы и накапливаются в ней.
Особо важную роль в рассматриваемых явлениях играют процессы
окисления и карбонатизации. При низких температурах и давлении,
господствующих в зоне выветривания, углекислота является более энер-
гичным химическим агентом по сравнению с кремнекислотой. В этих
условиях она разлагает силикаты, отнимая катионы и образуя карбо-
наты. При этом в первую очередь извлекаются такие крупные, мало-
зарядные и сравнительно легко гидратируемые катионы, как K+1, Na+2,
Са +2, менее Mg+2- Они образуют хорошо растворимые карбонаты и
бикарбонаты и в этой форме, а также в виде других растворимых
соединений частично или полностью выносятся из коры выветривания.
Вместе с ними в начальные стадии химического выветривания выно-
сятся галоиды и сера.
Магний, входивший в состав различных силикатов горных пород,
в процессе выветривания вначале образует вторичные водные кремне-
кислые соединения типа гидрохлоритов, сапонита, монтмориллонита
и др., а впоследствии переходит в бикарбонаты и карбонаты. Частично
образующиеся при этом карбонаты закиси железа окисляются и затем
гидролизуются, переходя в труднорастворимые гидроокислы железа,
накапливающиеся в коре выветривания. Накапливается в ней также
алюминий, первоначально в виде вторичных листовых силикатов типа
2* 19
гидрослюд, каолина, бейделлита, монтмориллонита, галлуазита и др
а при далеко продвинувшихся процессах выветривания — в виде драк
тически нерастворимых гидроокислов
Кварц горных пород является одних: из наиболее устойчивых мине
ралов и накапливается в коре выветривания, но кремнезем, высво
бождающиися при разложении различных силикатов и алюмосилика
тов, частично образует вместе с Na и другими ще 10«ами легко гидра
тируемые и расхворимые комплексы
Следует особо отметить, «то большинство остаточных продуктов
химического выветривания — кремнезем, гидроокислы Fe Мп, А1, вод
ные силикаты Mg, Al и Ni, образующиеся на разных стадиях процесса,
выделяются в виде коллоидных часгщ Это обстоятельство играет
исключительно важную роль в химических и геологи теских процессах,
протекающих в коре выветривания Высокодисперспые коллоидные си
стемы, как известно, обладают огромной внутренней поверхностью
в миллионы раз превышающей поверхность обычных кристаллических
индивидов Это необычайно и ггепсифицирует химические реа: цпн и
обусловливает широкое распространение явлений адсорбции — погло
щения коллоидами различных веществ
Большинство частиц дисперсной фазы коллоидов несет тот или
иной заряд В частности, наиболее распространенные в коре выветри
вания коллоидные частицы глинистых минералов (водные силикаты
Al, Mg и др ) и ряда гидроокислов (Si, Мп и др ) имеют отрицателыыи
заряд и проявляют свойства анионов Они способны извлекать из рас
творов многие катионы К, Li, Ва, а также Си, Pb, /п, 11g и других
тяжелых металлов, улавливают эти элементы из почвенных растворов
и затрудняют их миграцию Именно этим объясняется накопление
в коре выветривания многих элементов и дефицит их в океанических
водах — главных аккумуляторах растворимых продуктов выветривания
горных пород на континентах Вторым следствием широкою распро
етранения коллоидов в коре выветривания является возможность миг-
рации в этой форме многих практически нерастворимых соединений
В виде коллоидов, особенно при защитном влиянии органических кис
лот, происходит вынос из коры выветривания гидроокислов 41, Fe,
Мп, Si, а также ряда силикатов и карбонатов
Таким образом, в процессах химического выветривания происходит
[лубокая дифференциация вещества элювиального покрова, вынос
одних элементов и соединении и накопление других Для наиболее
распространенных химических компонентов горных пород устанавли
вается такая последовательность выноса их из коры выветривания
Cl, S, Са, Na, К, Mg, Fe+2> Mn+2, Si, Fe+3, Mn 4, Al, Ti Трудно
растворимые соединения конца этого ряда накапливаются в элювиаль-
ном покрове в качестве остаточных продуктов химического выветри
вания
Указанные различия в подвижности элементов позволяют выделять
в природных процессах химического выветривания отдельные стадии
Первая стадия отмечается выносом из элювия только таких легко
выщелачиваемых анионов, как О 1 и S0< 2, и может быть охарач
теризована как стадия формирования «обызвестковленного элювия >
(по Б А Полыпову), поскольку карбонаты щелочных земель являются
еще малоподвижными в ранние этапы выветривания и обусловливают
щелочной характер среды
Вторая стадия — «глинистого» или «сиаллитного» выветривания
характеризуется выносом основной массы щелочей и кальция и на
коплением в этювии Si, Al Fe Mg — типи шых компонентов глин
в виде гидроокислов, каолина, гидрослюд л других водных силикатов
перечисленных элементов
20
Для конечной стадии химического ььветривания характерен вынос
из элювиального покрова значительных количеств Mg и Si и резкое
обогащение остаточных продуктов окислами и гидроокислами Fe, Мп
AI и Т1 Это стадия «латеритного» или «а элитною» выветривания, по
скольку названные элементы и соединения типичны для латеритов и
бокситов.
Климатические условия, состав пород, характер растительности и
другие факторы вносят известные усложнения в эту схему стадийности
процессов химическою выветривания, но не изменяют общего их на-
правления и последовательности
Поведение главнейших породообразующих минералов в условия'
химическою выветривания неодинаково
Ортосиликаты Mg, Fe, Ni и Са изменяются необычайно быстро
Продуктами их разрушения являются нонтронит, сложные водные си
ликаты Mg и N1 (монтмориллонит, галлуазит, гидро хлориты), карбо
наты, гидроокислы Fe, опал
Метасиликаты в процессах химического выветривания разрушаются
тем легю, чем больше щелочей и закисного железа содержит минерал
В ряду пироксенов наиболее легко разрушаются ромбические пиро
ксены, эгирин-авгит и эгирин, затем волластонит, авгит и диопсид
Амфиболы (за исключением щелочных) в общем представляются бо
лее устойчивыми, но таю* е подвержены процессам изменения Про
туктами разрушения их являются гидрохлориты, монтмориллонит, нон-
тронит, ферригаллуазит, карбонаты Mg и Са, лимонит и др Наиболее
устойчив в ряду амфиболов актинолит, наименее стой ш рибекит и
арфведсонит
Полевые шпаты и фельдшпатоиды в процессах выветривания из-
меняются в гидростюды, цеолиты, минералы группы эпидота, хлорита,
каолин, бейделлит, карбонаты, опал, халцедон и другие разновид
ностн кремнезема Для плагиоклазов устанавливается обратная зави
симость устойчивости минерала от содержания анортитового компо
цента быстрее других разрушаются основные плагиоклазы. Наименее
стойкими в эюи группе минералов являются нефелин, леицит и осо
бенно содалит и нозеан, полностью разлагающиеся ухе в начальную
стадию выветривания
Среди слюд магнезиально-железистые их представители (биотит
и флогопит) разрушаются значительно быстрее светлых глиноземистых
слюд Продуктами их выветривания являются гидрослюды, вермикулит,
гидрохлориты, нонтронит, каолин, монтмориллонит, эпидот, рутил, ана-
таз, гидроокислы железа и опал
Xлориты в общем более устой ивы в коре выветривания, чем
слюды Наименее стойкими являются железистые лептохлориты, наи
более устойчивы среди хлоритов пеннин и клинохлор
Для перечисленных выше породообразующих минералов можно на
метить такую общую последовательность их разрушения в процессах
прогрессирующего химического выветривания содалит, нозеан, гаюин
и нефелин, оливины, ромбические пироксены, моноклинные пироксены,
железисто глиноземистые амфиболы, биотит, Зктинолит, ос ювные пла
гиоклазы, ортоклаз, хлориты, кислые плагиоклазы, мусковит, кварц
Каждый последующий минерал этою списка в общем представляется
более устойчивым в сравнении с предшествующими
Минералы гидротермальных рудных месторождений, залегающих
средн различных магматических, метаморфических и осадочных поро^
и в первую о ,ередь сульфиды, шляются особенно нестойкими по
отношению г процессам х!мического выветривания Продуктами их
разрушения являююя в основном лимониг и некоторые друте, нерас-
творимые в вентральных или щелочных грунтовых водах кислородные
соединения — сульфаты, карбо шты, фосфаты, молибдаты, ванадаты и
21
хроматы тяжелых металлов (англезит, церуссит, смитсонит, малахит,
пироморфит, занадинит, вульфенит, крокоит и др.). Эти остаточные
продукты окисления сульфидов накапливаются в элювии месторож-
дений и нередко попадают в формирующиеся вблизи них россыпи.
Поведение некоторых второстепенных и особенно акцессорных ми-
нералов горных пород в условиях химического выветривания нередко
существенно отличается от поведения породообразующих минералов.
В большинстве своем они являются более устойчивыми и часто кон-
центрируются в элювиальном покрове. Однако и для этой группы
минералов можно выделить различные по своей устойчивости ряды
(табл. 1).
Таблица 1
Относительная устойчивость некоторых породообразующих и акцессорных минералов
в процессах химического выветриванья
Неусточ чивые Уоеренно усол'И'ше Устойчивые j Весьма устойчивые
1 Пирротин Вольфрамит А тьма идин ' Хромшпине.т’ды
Сфалерит Шеелит .'Магнетит 1 ематит
Халькопирит Апатит Титаномагнетит Лимонит
Арсенопирит 4н др а дит Колумбит-танталит Топаз
Киноварь Гроссуляр Сфен Турмалин
Пирит Ортит Силлиманит Брукит
Оливин Диопсид Днстен Анатаз
Эгирин Актинолит Барит Лейкоксен
Ромбические пироксе- Цоизит Торианит Рутил
ны Эпидот Г Дровскит Шпинель
Щелочные амфиболы Хлоритоид Ильменит Платина
Мелаинт Ставролит Ксенот им Осмистыч иридии
Авгит Монацит Золото
Биотит Касситерит Циркон
Роговая обманка Андалузит Корунд
Алмаз
В каждом из вертикальных столбцов табл. 1 устойчивость мине-
ралов к выветриванию в общем возрастает в направлении сверху
вниз. При прогрессирующем выветривании пород количество минераль-
ных видов двух левых столбцов табл. 1 последовательно сокращается,
и элювий все более и более обогащается устойчивыми минералами.
Глубокие стадии выветривания переносят лишь минералы правого
столбца табл. 1 (сзесьма устойчивые»).
Таким образом, степень смещения минерального спектра на табл. 1
вправо до некоторой степени может служить показателем того, на-
сколько глубока продвинулся процесс выветривания материнских пород
в пределах питающей провинции. Это обстоятельство представляется
существенно важным, поскольку позволяет подходить к оценке возраста
рыхлых элювиальных образований. При прочих равных условиях (ха-
рактер материнских поррд, климат) более древние образования коры
выветривания будут охарактеризованы более простым минеральным
составом с резким преобладанием устойчивых минералов.
Важным следствием указанных различий в устойчивости отдельных
минералов является известное геологическое правило, согласно кото-
рому россыпные месторождения, формирующиеся в эпохи, непосред-
ственно следующие за эпохами регионального распространения про-
цессов химического выветривания, характеризуются наиболее простым
минеральным составом и концентрацией наиболее стойких обломочных
компонентов. В известной мере это же правило применимо и в отно-
шении оценки влияния климатических условий на вещественный со-
22
став россыпей: при прочих равных условиях (состав исходных пород,
генетический тип и возраст отложений) россыпи, формирующиеся в зо-
нах сурового (полярного, аридного) климата, неблагоприятствующего
развитию процессов химического выветривания, характеризуются более
разнообразным минеральным составом в сравнении с россыпями обла-
стей влажного и теплого климата. Убедительные примеры этому дает
изучение минерального состава россыпей севера Сибири, а также
Кольского полуострова. Здесь довольно часто встречаются такие не-
устойчивые минералы, как оливин, гиперстен, щелочные амфиболы,
эгирин, пирит, арсенопирит, пирротин, халькопирит и некоторые другие.
ГЛАВА III
ПЕРЕНОС ОБЛОМОЧНОГО МАТЕРИАЛА
И ФОРМИРОВАНИЕ РОССЫПЕЙ
Процессы транспортировки обломочного материала различными
агентами денудации, его отложения и формирования кластических
осадков рассматриваются во многих специальных работах и общих
руководствах по землеведению, геоморфологии, петрографии осадоч-
ных пород и др. Достаточно полное их освещение можно найти в из-
вестных руководствах У. X. Твенхофела (1936), Л. В. Пустовалова
(1940), С. В. Калесника (1947), Я. С. Эдельштейна (1947), а также
в «Основах литологии» Л. Б. Рухина (1953). В приложении к рос-
сыпям эти явления подробно рассмотрены К. Рейборном и Г. Миль-
нером (1933) и особенно Ю. А. Билибиным (1955).
Отсылая интересующихся к названным трудам, мы рассмотрим
лишь главные особенности процессов переноса продуктов разрушения
материнских пород и их влияние на формирование минеральных ассо
циаций, наблюдаемых в россыпях.
Сложные и многообразные процессы изменения состава обломоч-
ного материала в период его транспортировки сводится в конечном
итоге к сортировке материала по крупности, удельному весу и форме
частиц, к истиранию и окатыванию материала и его дифференциации
по степени механической прочности и химической устойчивости обло-
мочных компонентов.
Эти процессы совершаются с различной интенсивностью и по-раз-
ному в различных условиях переноса. Среди многих форм переноса
обломочного материала, приводящих к образованию россыпей, наи-
более существенное значение имеют перенос под влиянием гравита-
ционных сил и перенос в направленно движущейся среде — речными
потоками, морскими и озерными волнами и течениями, движущимися
льдами и ветром. Каждая из названных форм переноса характери-
зуется специфическими особенностями.
Перенос под влиянием силы тяжести. Концентрация
устойчивых минералов в остаточных продуктах выветривания приводит
к возникновению элювиальных россыпей, залегающих in situ на выхо-
дах материнских пород или месторождений.
В период своего формирования элювиальный покров не находился
в состоянии полного покоя. Отдельные части его испытывают медлен-
ные горизонтальное и вертикальное перемещения, в результате кото-
рых происходит некоторое перераспределение обломочного материала
по крупности и удельному весу частиц.
Наиболее тяжелые минеральные зерна постепенно накапливаются
в почве элювиального покрова. Этому обогащению благоприятствуют
конвекционные токи, создающиеся в глинистой массе элювия, особенно
в условиях сезонной или вековой мерзлоты.
24
Элювиальный покров в подавтяющем большинстве случаев фор
чируется не на горизонтальном основании а на склонах возвышен
постен и медленно перемещается вниз по уклону местности Эти рых
тые массы продуктов выветривания горных пород, сползающие по
склонам возвышенностей, получили название делювия
Помимо гравитационных сил, в перемещении делювия поинимают
участие и другие агенты и в первую опереть—атмосферные волы
смывающие в виде дождевых струи рыхлые массы или же пролиты
вающие толщу делювия, уменьшая ее внутреннюю вязкость и облегчая
ее перемещение вниз
Скорость перемещения делювия зависит от многих факторов (кру
тизна склона, гранулометрический состав делювия, насыщенность ею
водой, густота и характер растительного покрова склонов и др ) и
может достигать значительной величины
Для грубых продуктов физического выветривания характерными
формами делювиальных перемещений являются осыпи, обзалы, камеи
ные россыпи и реки, курумы Для глинистого и щебнево глинистого
делювия основной формой движения является вековое перемещение
всей толщи рыхлого покрова как единого целого, на фоне чего могут
развиваться отдельные фериы и более интенсивного перемещения ры
лых масс (оползни, оптывины и др ) В зависимости от механическою
состава делювия и от климатических условии (наличия мерзлоты,
насыщенности ры лого покрова влагой) такое перемещение делювиаль
кого плаща может происходить при очень незначительных уклонах
местност 1 не превышающих 3—5°, а расстояние переноса может достл
гать многих сотен метров
Перемещение рыхлого материала в толще делкишя происходит
не с одинаковой скоростью Верхние горизонты делювиального покрова
испытывающие меньшее трение, движутся несколько быстрее средин
ной и нижней частей покрова и постепенно опережают их Эти ио
следпие, оказываясь на поверхности, в свою очередь наползают на
участки делювиального шлейфа, располагающиеся ниже по склону,
и т д В результате происходит постоянное перемешивание массы
делювия, приводящее к выравниванию его гранулометрического ч веще
ственного состава
Влияние различных пород, поставляющих обломочный матерная
в движущийся покров делювия, сказывается лишь па составе самого
нижнего его горизонта Здесь, непосредственно ниже по склону ьыхо
дов тех или иных i еологических тел возникают местные шлейфы разноса
их обломочного материала Налегая друг на др^га, такие шлейфы
образуют подобие грубой чешуеобразной слоистости в приподошвеннои
части делювиального покрова, но вверх го разрезу и по мере уда
ления от источников обломочного материала эти слои становятся менее
обособленными и постепенно сливаются в едипьи движущийся рых
лый покров (рис 1)
Указанные особенности процессов перемещения делювия не благо
приятствуют сортировке обломочного материала по удельному весу
частиц и, следовательно, возникновению россыпей Лгчнь зерна мине
ралов с очень высоким удельным весом (например, золота или пла
тины) при перемещения успевают просаживаться сквозь рыхлую массу
делювия и задерживаются на неровных поверхностях корегного склона
образуя местные конце 1трации
В процессе перемещения об топочного материала обычно продот
жается разрушающая деятельность агентов выветривания, наряду с ко
торыми здесь выступает новый и весьма действенный фактор изменения
вещественною состава материала — механическое истирание и окаты
вание частиц Испытывая значительное взаимное грение, отдельные
частицы движущегося делювиального покрова непрерывно измель
25
чаются, истираются и окатываются, причем особенно интенсивно в тех
случаях, когда они оказываются затронутыми выветриванием.
Насколько интенсивно происходит истирание обломочного мате-
риала в движущемся покрове делювия, показывают многочисленные
примеры каменных россыпей и рек, где в конечной части делювиаль-
ных шлейфов большинство валунов нередко приобретает вполне округ-
лые формы.
При значительной протяженности делювиальных шлейфов доста-
точно отчетливо проявляется избирательный характер процессов исти-
Рис. 1. Схема слоистости делювиального покрова
4.4 — граница слоистой (нижней) и неслоистой (верх-
ней) частей покрова
рания обломочного мате-
риала, приводящий к накоп-
лению абразивно устойчи-
вых компонентов в фрон-
тальной части делювиаль-
ных покровов. Так, на за-
падном склоне Среднего
Урала в толщах делювия,
оползающих с возвышенно-
стей, сложенных филлитами
и другими типами метамор-
фических сланцев (при сред-
нем расстоянии переноса
материала 1,5—2 км), содер-
жание жильного кварца в
делювиальном щебне у под-
ножия склонов иногда в несколько раз превышает количество его в де-
лювии верхних участков склонов.
Эффективность процессов истирания и дробления абразивно не-
стойких частиц показывают также примеры делювиальных россыпей
антимонита, вольфрамита, шеелита, киновари и некоторых других, где
содержание полезных компонентов в россыпях резко сокращается по
мере удаления ют коренных месторождений, главным образом за счет
измельчения зерен указанных минералов. Так, в описанном К. Рейбор-
ном и Г. Мильнером (1933) примере касситерито-вольфрамового ме-
сторождения Уиднес (Бирма) содержание вольфрамита в делювиальной
россыпи при переносе на расстояние около 400 м уменьшается более
чем в 24 раза.
Достигая наибольших понижений рельефа, чаще всего прибортовых
частей речных долин, делювиальный материал прекращает движение
и постепенно накапливается, образуя более или менее мощные толщи
коллювия.
По своему составу и строению коллювиальные накопления мало
отличаются от делювиальных. Нередко в разрезах их обнаруживается
грубая слоистость, отображающая стадийность процессов формирова-
ния делювия.
В областях древних пенепленов коллювиальные образования часто
являются одной из основных форм накопления обломочных продуктов
выветривания, нередко достигая огромной мощности и заполняя зна-
чительные по размерам депрессии рельефа. В областях формирую-
щегося эрозионного рельефа коллювиальные отложения являются вре-
менными образованиями и рано или поздно вовлекаются в процессы
водной транспортировки, переработки и переотложения обломочного
материала.
Перенос речными потоками. Перенос обломочного мате-
риала потоками неразрывно связан с другими процессами, формирую-
щими рельеф речных долин и сопряженных с ним междуречий. Эти
процессы как деструктивные (размыв рыхлых масс, поступающих сг.
склонов, углубление и разработка речных долин), так и созидатель-
ные (отлоукение наносов и формирование элементов аккумулятивного
рельефа) в конечном итоге направлены на уничтожение гипсометриче
ских контрастов, создаваемых тектоническими двщкениями земной
коры Совершаясь периодически и в определенной последовательности
они приводя! к цикличности в развитии рельефа речных бассейнов
Наиболее пластичным, быстро приспосабливающимся к новому
уровню денудации является рельеф речных долин, поверхности скло
нов и междуречий более консервативны и в своем развитии обычно
значительно отстают от речных до щн Вслелствие этого нера”НсМер-
нос"ъ, поерывистость ~ектонически х движении (изменения базиса дену-
дации) в первую опереть запечатлевается в рельефе речных долин
В крупных геоморфологических комплексах, сформированные в те
чение длительных эпох денудации, в рельефе долин ооычно сохраняются
следы движении меньшего масштаба и длительности, зафиксирован
ные в вине речных террас и аллювиальных накоплении, соответствую
щих отдельным цч <лам эрозии
Рассматриваемые ниже процессы формирования аллювиальных роп
сыпе i в первую очередь отражают закономерности развития именно
эрозионных циклов, хотя многие важные особенности возрастного и
фодтэанственного размещения тех или иных теистических типов и
групп россыпей в конечном счете определяются более общими зткою
мерностями развития циклов денудации
В течение каждого эрозионного цикла основная тенденция в раз
витии рельефа сводится к уничтожению гипсометрических различии,
к нивелировке рельефа путем размыва пород и снижения высотных
отметок ь одних частях речных бассейнов, накопления наносов и
повышения отметок в других В этих процессах транзит продуктов
денудации является связующим и регулирующим фактором
Механическая энергия речного потока, как известно, расходуется
ча разработку речного русла (процесс эрозии) и на транспортировку
обломочною материала Оба эти процесса неразделимо связаны между
собой, но роль каждого из них различна на разных стадиях развития
речных до шь, изменяются во времени характер и интенсивность про
цессов эрозии
Принято различаю две основные формы эрозии — глубинную,
направленную на углубление живого русла реки, и боковую, приводя-
щую к расширению речной долины Обе эти формы эрозии действуют
совместно. но ча разных стадиях развития долины преобладает либо
один, либо другой вид эрозии
Интенсивность ре той эрозии зависит от многих факторов и в пер
хю очередь от соотношеч тя живой силы потока (его скорости,
оеднет! многоводности) п его механической нагрузки, т е количества
вступающего в русло обломочного материала
В начале эрозионного цикла, когда гипсометрические различия
между отдельными частями речных бассейнов наиболее значительны,
а уклоны и скорость потоков достаточно велики, живая сила потоков
намного превышает их механическую нагрузкз, и свободная энергия
потоков расходуется на разработку русла Реьи интенсивно врезаются
в коренные породы ложа, формируя узкие и глубокие до тчны Веду
тцая роль в этом процессе принадлежит глубинной эрозии, выр тбаты
вающей русло регрессивно, снизу вверх по течению рек более быстро
в породах, легко поддающихся размыву, и замедленно в породам абра
зивно прочных Процессы боковой эрозии, хотя и происходят весьма
интенсивно, в эту стадию развития долин имеют подчиненное значение
Углубление русла совершается, во первых, в результате истира-
ния коренного ложа реки массами обломочного материала, перено
самого потокам’, а во вторых, путем выветривания пород, играющего
немаловажную роль в процессах зглзблепгя речных русел Подточи
27
ное вымывание мелкозема и глинистых частиц препятствует образо-
ванию на породах ложа реки защитного элювиального чехла и спо-
собствует быстрому вертикальному проникновению агентов подводного
химического выветривания.
В эту начальную стадию развития долин процессы транспорти-
ровки обломочного материала совершаются весьма энергично, фор-
мирование же аллюзия носит временный характер и происходит лишь
в отдельных участках долин. Общими признаками этой стадии, часто
называемой стадиен юных рек, являются глубоко врезанные долины
с прямыми или выпуклыми склонами, крутое падение русел, присут-
ствие многочисленных порогов, водопадов и стремнин, малая распро
страненность аккумулятивных форм рельефа и преобладание в со
ставе временно формирующихся наносов грубого обломочного мате-
риала.
Процессы эрозии, как известно, направлены на преодоление сил
трения и в конечном итоге приводят к выработке такого профиля
речного русла, когда трение потока о коренное ложе реки является
минимальным. Продольный профиль речных долин, вырабатываемый
глубинной эрозией и соответствующий указанному условию, в пределе
стремится к вогнутой параболической кривой, асимптотически прибли-
жающейся к горизонтали в устье реки и к вертикали в ее верховьях.
Реальная форма такого профиля зависит от многоводности реч-
ного потока, длины речной артерии, относительного превышения исто-
ков над устьем, характера прорезаемых потоком коренных пород и
от ряда других факторов. В целом она соответствует динамическому
равновесию между живой силой потока и его механической нагруз-
кой, т. е. такому состоянию, когда на каждом участке течения речной
поток переносит приблизительно столько же материала, сколько его
поступает со склонов долины. Приближение реального продольного
профиля русла к этой идеальной кривой, выработка так называемого
профиля равновесия происходит как путем врезания русла на участ-
ках с крутым уклоном, так и путем накопления аллювия на переуглуб-
ленных участках русла.
По достижении профиля равновесия процессы глубинной эрозии
(врезания реки) замедляются и, наконец, приостанавливаются. Река
размывает и переносит приблизительно столько материала, сколько и
отлагает его, и основная энергия потока расходуется на транспорта
ровку обломочного материала
Создающееся на этой стадии развития речных долин равновесие
между энергией потока и его нагрузкой является весьма неустойчи-
вым и при колебаниях расхода воды постоянно смещается то в сто-
рону размыва и врезания, то в сторону накопления аллювия
В этих условиях наряду с транспортировкой обломочного мате-
риала важную роль получают процессы боковой эрозии. Русло при
обретает постоянную тенденцию к искривлению и боковому смещению,
что отчасти обусловлено самой природой потоков, имеющих в опре-
деленных условиях поперечную циркуляцию воды и, как следствие
этого, различный гидродинамический режим на обоих берегах реки.
Достаточно любой причины, отклоняющей поток от прямолиней-
ного пути на небольшом отрезке течения, для того, чтобы равновесие
между живой силой потока и его нагрузкой оказалось нарушенным
и началось формирование речных излучин. Отклонение потока от
препятствия в сторону одного из берегов сопровождается смещением
в этом же направлении линии наибольших скоростей (стрежня), что
вызывает здесь подмывание берегового склона и в конечном итоге
возникновение вогнутого берега. На противоположном берегу режим
потока оказывается существенно иным. Здесь располагается зона по-
ниженных скоростей, происходит отложение материала, образуется по-
28
логин намывной берег — коса, постепенно разрастающаяся в сторону
русла и вверх по течению и отжимающая поток к подмываемому
берегу.
Весьма существенное влияние на режим реки у обоих берегов
оказывают поперечные донные течения, возникающие вследствие турбу-
лентной природы потока и влияния центробежных сил, развивающихся
близ вогнутого берега. Эти течения, направленные от вогнутого бе-
рега к выпуклому (рис. 2), способствуют дальнейшему углублению
русла у подмываемого берега и формированию наносов в виде при-
брежных отмелей и кос у намываемого
берега.
В результате указанных причин от-
клонение потока в сторону одного из бе-
регов прогрессивно возрастает и развива-
ется в речную излучину. Ниже по тече-
нию формируется вторая излучина в силу
того, что поток отражается от вогнутого
берега и начинает подмывать противопо-
ложный.
Прижимаясь под действием центро-
бежных сил к вогнутым берегам, речной
поток все больше разрабатывает излучи-
ны, превращая их в меандры. .Линия наи-
больших скоростей течения и наиболь-
ших глубин (фарватер) зигзагообразно
переходит от одного берега к друго?иу;
глубокие участки русла (плёсы), выраба-
тываемые у подмываемых берегов, чере-
дуются с отмелыми перекатами, распо-
лагающимися на прямолинейных участ-
ках течения при переходе от одного плё-
са к другому (см. рис. 2).
В зонах перекатов происходит сопря-
жение двух противоположных по направ-
лению схем поперечной циркуляции во-
ды, так, винтообразное движение по часо-
вой стрелке, характерное для одной из
плёсовых ложбин, изменяется на проти-
воположное, в связи с чем скорость потока
Рис. 2. Фации речного русла:
/ — подмываемые берега и плесы;
2 — намываемые берега; 3 — пере-
каты: 4 — схема поперечной цир-
куляции боды; С—-С — стрежневая
линия
здесь уменьшается, вызывая
отложение осадков.
По мере развития излучин происходит постепенное смещение их
вниз по течению и общее расширение речной долины. Река попере-
менно врезается то в один коренной берег, то в другой, извивается
от одного борта долины к другому, оставляя па месте размытого
участка поле аллювиальных накоплений и формируя широкое и плоское
днище долины.
Результатом увеличения числа излучин, возрастания их кривизны
и превращения в меандры является увеличение длины речной арте-
рии, общее выполаживание продольного профиля и, как следствие
этого, уменьшение уклона реки, живой ее силы и транспортирующей
способности. В низовьях реки скорость течения и живая сила потока
становятся уже недостаточными для перемещения всей массы обло-
мочного материала, поступающего с выше расположенных участков
долины и с ее бортов; процессы аккумуляции начинают здесь все
более преобладать над процессами размыва и переноса.
Накопление толщи аллювия повышает отметки русла, уменьшает
его уклон и скорость течения на участках, расположенных непосред-
ственно выше по течению, вследствие чего область аккумуляции посте-
29
пенно расширяется вверх по долине. В эту стадию боковое расширение
долины обычно приобретает такие масштабы, что русло реки лишь
в редких случаях достигает коренных берегов. Почти на всем протя-
жении живое русло реки извивается среди ее собственных наносов, и
река лишь перемывает и медленно перемещает их.
Эта стадия развития речных долин, характеризующаяся полном
перестройкой внутридолинного рельефа в соответствии с режимом
артерии, получила название стадии зрелости. Признаками зрелых рек
являются выработанный ими равновесный продольный профиль, от
сутствии порожистых участков течения, широкие долины с обширными
поймами, выпукло-вогнутый профиль пологих склонов долины, отсут-
ствие или редкость скальных берегов. Формирование большинства
аллювиальных россыпей, в том числе наиболее значительных — долин-
ных (см. главу V), происходит именно в эту стадию, характеризую-
щуюся длительной транспортировкой обломочного материала, постоян-
ным его переотложением и перераспределением в соответствии е гидро-
динамическими условиями переноса.
В конце эрозионного цикла все артерии и их притоки, принадле-
жащие томуг или иному речному бассейну, разрабатывают плоские
и широкие долины, характеризующиеся малыми уклонами и скоростями
течения потоков. Эрозионная деятельность почти полностью прекра-
щается, и почти вся механическая энергия рек расходуется на пере-
мыв и перенос части продуктов выветривания, накапливающихся в виде
коллювиальных толщ на бортах речных долин.
В процессе денудации относительные отметки междуречных воз-
вышенностей постепенно снижаются, уменьшается скорость и коэффи-
циент стока поверхностных и грунтовых вод в речную сеть, умень-
шается многоводность речных артерий. Следствием этого является
дальнейшее уменьшение энергии рек, уже не соответствующей массе
продуктов выветривания, поступающих со склонов в речные долины
Эта стадия развития речных долин — стадия дряхлости — харак-
теризуется постепенным затуханием процессов транспортировки и все
большим накоплением рыхлых масс, сползающих с бортоз долин и
постепенно погребающих депрессии рельефа. Конечная участи речных
долин при полном завершении эрозионного цикла заключается в посте-
пенном их отмирании и превращении в систему проточных озер, запол-
няемых илистым материалом, зарастающих и превращающихся в бо-
лота. Формирование россыпей для этой стадии развития речных долин
нехарактерно, основные процессы преобразования обломочного мате-
риала сводятся здесь к его химическому выветриванию и разло-
жению.
Полное развитие эрозионных циклов требует, однако, настолько
длительных отрезков времени, что процессы одряхления и отмиращч
речной сети не успевают достигнуть своего естественного завершения
и обычно прерываются тектоническими движениями: поднятиями страны
или опусканием базиса эрозии. Наступающее в этих случаях относи-
тельное понижение базиса эрозии приводит к оживлению деятельности
рек. Скорость течения и живая сила потоков возрастают, реки быстро
промывают толщи собственных наносов, стремятся выпрямить излу
чины и меандры и углубляются в коренное ложе. Остатки речных
наносов, уцелевшие от размыва на бортах речных долин и на остав-
ленных руслом излучинах рек, образуют покров речных террас. Боль-
шая часть аллювиальных накоплений проектируется в новых руслах,
перерабатывается и переносится потоками. Процессы врезания, рас-
пространяющиеся посредством пятящейся эрозии вверх по течению,
вырабатывают новый профиль равновесия в соответствии с новым
базисом эрозии.
зэ
Врезание рек увеличивает разницу отметок днища речных долин
и разобщающих их водоразделов; возрастает коэффициент стока, уве-
личивается средняя многоводность и энергия рек. Процессы гравита-
ционного смещения рыхлых продуктов выветривания, накопившихся на
водоразделах и пологих склонах долин, развиваются интенсивно и
доставляют все новые массы обломочного материала, перерабатывае-
мого и переносимого речными потоками. Эрозионный цикл начинается
снова.
В горных областях или в районах преобладающих прерывистых
поднятий речная сеть нередко обнаруживает признаки неоднократного
эрозионного омоложения рельефа, распространяющегося по долинам
рек на различные дистанции. Для таких областей характерны состав-
ные долины, отдельные отрезки которых сформированы в разные эро-
зионные циклы (рис. 3). Продольный профиль таких рек обнару-
живает перегибы с крутыми уклонами русла и порожистым течением.
фиксирующие границы распространения отдельных циклов пятящейся
эрозии. Ниже таких перегибов на омоложенных эрозией отрезках
долин древние эрозионные уровни прослеживаются в виде речны.х
террас, количество которых и их превышение над руслом обычно воз-
растают по направлению к устьям рек.
Заканчивая на этом краткую характеристику основных закономер-
ностей развития эрозионных циклов, рассмотрим некоторые особенности
процессов переноса и отложения речными потоками обломочного мате-
риала, имеющие существенное значение для формирования аллювиаль-
ных россыпей.
Наиболее важной особенностью этих процессов является прерыви-
стый характер переноса, обусловленный сезонными или непериодиче-
скими вариациями скорости потоков. В реках с сезонными колебаниями
расхода масса воды и скорость течения ;в паводки значительно больше,
чем в межень, и именно в паводковые периоды, несмотря на их кратко-
временность, совершается перенос преобладающей массы обломочного
материала и основная работа размыва коренного ложа и берегов реки.
Это происходит вследствие резкого возрастания энергии и транспорти-
рующей способности потока, которая в паводковое время обычно значи-
тельно. превышает среднегодовую механическую нагрузку реки.
Транспортирующая способность потока, как известно, пропорцио-
нальна шестой степени скорости течения (закон Эри). В соответствии
с этим даже небольшие изменения скорости потока весьма суще-
ственно отражаются на его транспортирующей способности.
Из указанной зависимости следует, что диаметр частиц, приво-
димых в движение потоком, изменяется пропорционально квадрату
скорости. В табл. 2 приводятся данные (по М. А. Великанову и
31
В. Н. Гончарову), характеризующие скорость течения, необходимою для
начала перемещения кварцевых обломков различного размера.
Таблица 2
Скорость потока, необходимая для начала движения обломочных частиц
Средний диа- метр облом- ков, мм Скорость, м[сек Средний диа- метр обломков. ММ Сксрость, м/сек
По Великанову 0,10 0,27 По Гончарову 5 0,85
0,25 0,31 10 1,00
0,50 0,36 15 1,10
1,0 0,45 25 1,20
2,5 0,65 50 1,50
75 1,75
100 2,00
При сезонных колебаниях расхода воды распределение скоростей
на разных участках р\ ела не остается постоянным. В межень наиболь-
шие уклоны и скорости течения, как известно, приурочены к перекатам,
наименьшие скорости течения характерны для плёсов. В паводки
картина распределения донных скоростей существенно меняется. Наи-
большие скорости течения (и, кроме того, поперечная циркуляция)
создаются на плёсах, где и происходит интенсивный размыв речного
ложа. В зонах перекатов в этот период благодаря уменьшению уклона
донная скорость снижается и здесь происходит накопление наносов.
Таким образом, в паводки обломочный материал выносится из
плёсовых участков и намывается на перекаты, в низкую воду, на-
оборот, происходит размыв перекатов и перемещение материала на
плёсы.
Периодически заполняемые наносами и размываемые плёсы и пе-
рекаты в продольном профиле русла большинства рек сохраняют
довольно устойчивое положение, но в общем процессе развития речных
русел они медленно смещаются вниз по течению. Существование плё-
совых участков и перекатов усложняет общую картину транспорти-
ровки обломочного материала речными потоками и приводит к неко-
торой сортировке его по массе переносимых частиц.
Усложнения в общий ход переноса обломочного материала вно-
сятся и непостоянством конфигурации живого русла, вызывающим
значительные местные колебания скорости потока. Вследствие лито-
логической неоднородности пород, размываемых речным потоком,
продольный профиль рек нередко приобретает ступенчатую форму,
представляя чередование переуглубленных и расширенных участков,
разработанных в легкоэродируемых породах, и крутых и порожистых
отрезков течения, приуроченных к выходам пород, труднее поддаю-
щихся размыву. Переуглубленные и расширенные участки являются
основными местами накопления наносов и формирования россыпей; на
участках крутого течения происходит преимущественно транзит обло-
мочного материала, в целом они являются зонами размыва, где лишь
временно задерживается грубый и тяжелый материал, образуя отло-
жения перлювиального типа.
Следует отметить, что литологическая неоднородность коренного
ложа реки влияет (хотя и в ослабленной форме) на характер разме-
щения аллювиальных накоплений на протяжении почти всего цикла
эрозионного развития речной долины. Даже по достижению профиля
равновесия речные долины в местах пересечения ими абразивно устой-
чивых толщ и пород характеризуются наименьшей мощностью аллю-
виальных наносов и преобладанием здесь грубых обломочных накопле-
32
ний, тогда как наиболее мощные и трудно преобразуемые толщи
аллювия обычно бывают приурочены к переуглубленным отрезкам
Рис. 4. Циркуляция течения близ высп
па скального берега, приводящая к об
разоваиию «улова» (по С. В. Кушеву)
долин.
Местные изменения режима потока, обусловленные характером
поверхности коренного ложа реки или контурами ее берегов, нали-
чием притоков, также оказывают существенное влияние на процессы
Iралспортировки и отложения обломочного материала. Так, вблизи
всякого рода препятствий — скальных выступов коренного берега
(рис 4), г также ниже водопадов, в зонах крупных порогов — в русле
рек нередко образуются углубления, высверливаемые возникающими
здесь водоворотами. Глубина таких воронок иногда достигает десятков
метров; они играют роль ловушек
(«уловов»), где концентрируется
только наиболее грубый и наиболее
тяжелый обломочный материал.
Влияние притоков на ход транс-
портировки обломочного материала
сводится к явлениям подпружива-
ния. Непосредственно выше впаде-
ния притока в русле основной арте-
рии, а часто и в русле самого при-
тока, возникают зоны пониженных
скоростей, где и происходит накоп-
ление аллювия. Ниже устья притока
благодаря местному увеличению
расхода воды, наоборот, создаются повышенные скорости течения, при-
водящие к размыву осадков.
Такую же роль играют и более мелкие неровности коренного ложа,
например выступы, возникающие на месте выходов пластов абразивно
стойких пород и даек, а также углубления, образующиеся в процессе
карстообразования. Влияние их на процессы формирования аллювия,
на характер распределения тяжелых минералов в наносах, в конечном
итоге на образование русловых россыпей исключительно велико.
Формы переноса обломочного материала речными потоками, ока-
зывающие весьма существенное влияние на механизм накопления, а
нередко и на состав аллювия, весьма разнообразны. Можно выделить
четыре формы транспортировки наносов: 1) перенос обломочного ма-
териала во взвешенном состоянии; 2) перенос в форме массового
движения донных наносов; 2) перенос путем перекатывания или воло-
чения обломков по дну; 4) перенос материала плавающим льдом.
Основное значение имеют первые три формы переноса. Транспор-
тировка обломочного материала плавающим льдом играет подчинен-
ную роль в общем балансе перемещения речных наносов, но может
оказаться причиной местных изменений гранулометрического состава
аллювиальных отложений, например возникновения скоплений валунно-
Iалечного материала среди песчаных и илистых наносов пойм.
Между первыми тремя формами перемещения обломочного мате-
риала установлены все переходы, обусловленные соотношениями между
скоростью потока и крупностью обломочных частиц.
Перенос во взвешенном состоянии является основной формой
транспортировки обломочного материала речными потоками, и этим
способом переносится приблизительно половина всей массы наносов.
Эта форма переноса возникает вследствие неравномерного распреде-
ления скоростей потока по вертикали, быстро возрастающих по на-
правлению от дна к поверхности движущегося слоя воды.
Па обломочные частицы, лежащие на дне потока, действуют
подъемные силы, обусловленные тем, что скорость течения над верх-
ней поверхностью частиц значительно превышает скорость его у нижней
ЗАЛ Кухаренко 33
поверхности, соприкасающейся с дном. Подъемные силы пропорцио-
нальны квадрату скорости потока и зависят от формы обломков.
Для плоских частиц эти силы обычно значительно превышают
лобовое сопротивление, для мелких обломков изометрической формы
могут быть с ним соизмеримы. При благоприятном сочетании градиента
скоростей и формы частицы подъемная сила в момент начала дви-
жения обломка может превышать вес частицы в воде, вследствие чего
частица окажется приподнятой со дна и попадает в зону более высоких
скоростей. В течение некоторого времени она будет перемещаться по
взвешенном состоянии, затем опустится на дно и вновь будет поднята
при новой благоприятной комбинации скоростей.
При соответствующей скорости потока такое скачкообразное (саль-
тационное) перемещение испытывают не только мелкие и плоские
частицы, но и гравий, галька и даже отдельные валуны. Высота подъема
обломков, длина и частота их отдельных скачков определяется соот-
ношением между скоростью течения и размерами частиц. При доста-
точно больших скоростях отдельные мелкие частицы будут почти не-
прерывно находиться в движении и длина совершаемых ими скачков
может быть весьма значительной. Большие по размерам обломки при
тех же скоростях будут совершать более короткие и редкие скачки.
Наконец, крупные обломки в этих же условиях сравнительно редко и
на короткие расстояния будут перемещаться путем сальтации.
Особенно важное значение способ перемещения сальтацией имеет
для частиц пластинчатой формы, обладающих значительной удельной
поверхностью. Чем более плоской является частица, тем легче и на
большие расстояния перемещается она путем сальтации, независимо
от удельного веса минерала. Этим и объясняется большая подвиж-
ность мелких и плоских чешуек золота и платины, нередко переноси-
мых на многие десятки километров от коренного месторождения. Ме-
талл такого характера иногда называют «плавучим», а также косо-
вым, поскольку он обычно отлагается на прирусловых отмелях и косах
совместно с другими частицами, перемещаемыми во взвешенном со-
стоянии.
Перенос во влекомом состоянии характерен для крупных обломков,
вес которых и лобовое сопротивление значительно превосходят вели-
чину подъемной силы. Способ перемещения таких частиц зависит от
их формы, от характера ложа реки и от скорости течения. Округлые
частицы перемещаются преимущественно путем качения, более пло-
ские— скольжением по дну или по закрепленным частицам подстилаю-
щего наноса.
Перемещение таких частиц совершается периодически и на корот-
кие дистанции в зависимости от конкретного соотношения донных
скоростей потока и тормозящих сил трения в том или ином участке
русла. При этом на участках возникновения восходящих вихрей (близ
выступов дна, в местах резкого изменения уклона и др.) некоторую
часть пути обломки проходят сальтацией.
Перенос обломочного материала посредством общего движения всей
массы донных наносов происходит в двух разных зонах русла: в при-
стрежпевой зоне и в зоне береговых отмелей, или кос.
В пристрежневой зоне этот способ движения осуществляется глав-
ным образом во время половодий. При возрастании донной скорости
потока начинается вымывание тонких частиц, цементирующих русловой
аллювий, разрыхление верхнего его слоя и переход отдельных облом-
ков в движущееся состояние. По мере прибыли воды и увеличения
скорости течения разрыхляется все большая масса наноса, в движение
приходят глубже расположенные обломки, и отдельные частные сме-
щения их сливаются в общее движение верхнего слоя руслового
наноса.
34
Этот движущийся во время половодий слой Ю. А. Билибин пред-
ложил называть активным слоем. Мощность его зависит от многих
факторов: средней крупности и степени сцементированности руслового
аллювия, скорости потока, уровня и длительности паводка и др.
В некоторых случаях, при особенно высоких половодьях, благо
приятных гранулометрическом составе наносов и рельефе коренного
ложа реки активный слой может распространяться на всю мощность
руслового наноса.
Способ и скорость перемещения обломочных частиц неодинаковы
в отдельных частях активного слоя. В поверхностном его горизонте
частицы перемещаются со значительной скоростью путем сальтации
или свободного влечения. В более глубоких горизонтах наноса, вслед-
ствие значительного взаимного трения обломков, перемещение их совер-
шается все более замедленно, главным образом путем скольжения и
отдельных частных смещений. На удалении от прищ режневой зоны,
в связи с убыванием скорости потока, мощность активного слоя быстро
убывает и близ берегов становится соизмеримой со средним диаметром
обломочных частиц.
По мере спада высоких зод вначале закрепляются нижние слои
аллювия, затем все более высокие и к меженному периоду активный
слой отмирает, сохраняясь лишь в отдельных участках быстрого течения
и на перекатах. Перемещение обломочного материала в пристрсжне-
вой зоне в этот период совершается главным образом путем инди-
видуальных способов движения частиц (скольжение, качение и др.).
В зоне береговых отмелей массовое движение обломочных частиц
происходит волнообразно в виде так называемых подводных дюн или
гряд, медленно перемещающихся вниз по течению. Скорость движе-
ния таких гряд обычно составляет лишь сотые и тысячные доли ско-
рости потока, но весьма быстро возрастает по мере увеличения по-
следней. В отдельных случаях она может достигать десятков метров
в сутки.
Размеры гряд зависят от крупности наносов, скорости течения, глу-
бины и профиля поперечного сечения живого русла. Форма гряд
асимметричная, направленный по течению склон их обычно крутой,
противоположный ему — пологий. Процесс перемещения гряд совер-
шается путем движения отдельных частиц, поднимаемых течением по
пологому склону гряды, скатывающихся по крутому ее склону вниз и
погребаемых у фронта гряды новыми массами движущихся частиц.
Перед фронтом гряды создаются завихрения, способствующие
выносу тонких обломочных частиц и накоплению здесь более грубого
материала (рис. 5). По мере продвижения гряды гранулометрический
состав слагающих ее наносов все время изменяется в сторону обога-
щения осадка более крупным и тяжелым обломочным материалом.
Волнообразное или грядовое движение наносов характерно не
только для зоны береговых отмелей, иногда оно наблюдается и в при-
стрежневой зоне. Такой способ перемещения донных наносов возникает
при скорости потока, приблизительно вдвое превышающей скорость,
необходимую для начала влечения частиц. При некоторой критической
скорости потока волны и гряды разрушаются и перенос обломочного
материала осуществляется во взвешенном состоянии.
Перемещение наносов посредством массового движения обломков
оказывает весьма существенное влияние на распределение обломочных
частиц по их гидравлическим характеристикам (крупности, форме,
удельному весу и т. д.) и в конечном итоге обусловливает дифферен-
циацию обломочного материала и возникновение россыпей. Мы рас-
смотрим эту сторону процессов4ранспортировки обломочного материала
несколько ниже, здесь же охарактеризуем общие фациальные признаки
аллювиальных отложений, формирующихся на различных участках и
3* 35
в отдельные стадиии развития речного русла. Общая схема распре-
деления фаций в поперечном сечении русла представлена на рис. 6.
В речных долинах, формирующихся в течение одного эрозионного
цикла, могут быть выделены следующие четыре микрофациальные зоны,
отличающиеся друг от друга характером и гранулометрическим соста-
вом аллювиальных накоплений: зона плёсов, зона перекатов (пристреж-
невая зона), зона береговых отмелей (кос) и зона поймы. Первые три
зоны приурочены к живому сечению русла, пойменная зона — к участ-
кам долины, заливаемым потоком в половодья.
В зоне плёсов, несмотря на их периодическую разгрузку, в павод-
ковые периоды в наиболее
глубоких участках нередко
накапливается грубообло-
мочный материал, сохраняю-
щийся от размыва и выноса,
в паводки средней величины.
Эти остаточные валунно-га-
лечные и глыбовые отложе-
ния, образованные как про-
дуктами разрушения берегов
и коренного ложа реки, так
и крупным обломочным материалом, переносимым речным потоком, по-
ТП1111111111Ш11Ш11Ш111Ш7.
Рис. 5. Вихреобразная циркуляция потока перед
фронтами движущихся подводных гряд
лучили название перлювия.
Участки формирования перлювия часто являются своего рода
ловушками для тяжелых минеральных частиц, переносимых речным
потоком. Именно к ним чаще всего приурочены наиболее значитель-
ные россыпные концентрации золота, платины и других тяжелых
минералов.
/7
м
Рис. 6. Схема распределения аллювиальных фаций
1— коренные породы; 2 — герлювиальные отложения фации плёсов; 3 — отложения
пристрежневой фации; 4 — отложения фации кос и береговых отмелей; 5 — прирусловой
вал; 6 — отложения пойменной фации; 7 — коллювильные и депювиальиые отложения;
М — меженный уровень; П — паводковый уровень
По направлению в сторону намываемого берега перлювиальная
микрофация сменяется пристрежневой зоной, распространяющейся ина
прилегающей к этой зоне перекат. Эта зона характеризуется накопле-
нием грубого обломочного материала, неустойчивым гидродинамиче-
ским режимом и в связи с этим неправильной линзовидной, реже диа-
гональной слоистостью формирующихся здесь отложений. Донные
наносы в этой зоне находятся в стадии постоянного преобразования,
совершающегося в различных формах, вследствие чего здесь па сравни-
тельно коротких дистанциях переноса создаются наиболее благоприят-
ные условия для разделения обломочного материала по массе или
удельному весу частиц. Этим обусловлена приуроченность к отложениям
пристрежневой микрофации наибольших концентраций тяжелых мине-
ралов и в то же время — невыдержанность и значительная подвиж-
ность формирующихся здесь россыпей.
зе
Близ намываемого берега располагается микрофация кос или бере-
говых отмелей, где фррмируются преимущественно тонкие песчано
[равииные или галечпо гравийные косонаслоенные осадки В период
паводков они перемещаются главным образом во взвешенном состоя-
нии После спада высоких вод перемещение наносов на обращенном
к стрежню склоне отмели или косы совершаются путем движения
грав! йно песчаных гряд или волн, а в верхней части склона — сальта
ционным путем В межень верхняя часть отмели или косы обычно
осушается, и накопление обломочного материала (главным образом
алевритовых и глинистых фракций) возможно здесь лишь при крат
(современном повышении уровня воды
Особенностью отложении микрофации кос и береговых отмелей,
а также так называемых «осередков» (внутрирусловых отмелей),
является преобладание в них мелкого обломочного материала и кон
центрацпя здесь плоских обломочных частиц, для которых особенно
характерно перемещение сальтацией
Поименные отложения формируются главным образом в процессе
боковой эрозии как следствие отступания плесов, развития и смещения
речных излучин Второй способ образования поймы — возникновение
осередков, при блуждании русла причленяющихся к берегам
В реках с выработанным продольным профилем основание поймы
(«плотик») располагается на уровнях, соответствующих средней глу
бине плесов, поскольку именно под этот уровень срезаются днища
долин при боковом перемещении русел
В разрезе поймы выдетяются отложения русловых микрофаций
и отложения собственно пойменной микрофации В основании разреза
обычно распола! аются наиболее грубые наносы, представляющие со-
бой перлювиальные накопления наиболее глубоких участков плесов
Вверх по разрезу они сменяются менее грубым существенно галеч-
ным наносом, представляющим пристрежневую микрофацию (включая
отложения зоны перекатов), выше которого обычно располагается го-
ризонт более тонких по гранулометрическому составу, косо и диаго
налънослоистых отложений, соответствующих микрофации береговых
отмелей и кос
Верхняя часть разреза поим отвечает собственно поименным мик
рофациям, формируется только во время паводков за счет взвешенных
наносов и слоя ена преимущественно тонким обломочным материалом
Более грубый песчаный и гравийный материал здесь отлагается в узкой
зоне при переходе от поймы к руслу, образуя прирусловые или бере
говые валы, остальная часть разреза поймы наращивается путем от-
ложения топкого песчаного и глинистого материала, образующего почти
горизонтально наслоенный покров, несогласно перекрывающий толщу
косослоистых песков косовои микрофации
В соответствии с условиями накопления наносов собственно поймен
ные отложения, как правило, обеднены тяжелыми обломочными части
цами и не заключают россыпей Небольшие концентрации тяжелых
минералов, того же типа, что и в косах, отмечаются здесь лишь в от
ложениях микрофации береговых валов
Отмеченные выше особенности транспортировки обломочного ма
териала речными потоками и в первую очередь перенос его направ-
ленно движущейся водной средой, при значительных вариациях ско
рости и механизма перемещения частиц, обусловливают высокую
интенсивность процессов преобразования первичного состава переноси-
мого материала Эти процессы заключаются в сортирозке переноси
мого материала по удельному весу (массе) и форме частиц и в есте
ственном отборе минералов по степени их механической прочности
Важное значение при этом имеют также процессы химического вывет
ривания энергично протекающие в водной среде
37
Скорость перемещения потоками отдельных олбомков, как известно,
обратно пропорциональна их гидравлической крупности; в первом
приближении она обратно пропорциональна диаметру и удельному весу
частиц. В одних и тех же условиях более мелкие и легкие частицы
перемещаются быстрее крупных и тяжелых, которые при переносе
будут отставать от первых. Для зерен тяжелых минералов этой за-
держке способствует их вертикальное перемещение сквозь толщу дон-
ных наносов.
Для минеральных зерен повышенного удельного веса (золота, пла-
гины и др.) вертикальное перемещение иногда оказывается настолько
значительным, что они не успевают переноситься на сколько-нибудь
далекое расстояние и концентрируются в нижнем горизонте речного
наноса на небольшом удалении от источников россыпного металла. Вся-
кий новый размыв и разрыхление наносов способствует дальнейшему
перемещению частиц металла по направлению к коренному ложу реки.
В результате в нижнем, предплотиковом горизонте руслового наноса
формируется металлоносный пласт, а сам металл, концентрирующийся
здесь, в старательском обиходе получил название «пластового» в отли-
чие от чешуйчатого и пластинчатого «косового» («плавучего») металла.
Перенос пластового металла возможен только в паводки, когда
мощность движущегося слоя донных наносов оказывается настолько
значительной, что почти целиком захватывает всю толщу руслового
наноса. Вследствие уменьшения скорости перемещения частиц с глу-
биной активного слоя зерна металла, сосредоточенные в нижней его
части, постепенно отстают от быстрее перемещаемых наносов верхней
части слоя и в конечном счете задерживаются у неровностей корен-
ного ложа реки или между крупными неподвижными обломками
нижнего горизонта аллювиального наноса. Таким образом, в процессе
перемещения донных наносов происходит как бы фильтрация аллювия,
извлечение из него тяжелых минеральных компонентов и накопление
их в приплотиковом горизонте руслового наноса или непосредственно
на коренном ложе реки на участках, особенно благоприятных для кон-
центрации металла. Совокупное влияние многих паводков в конечном
итоге приводят к возникновению значительных концентраций металла
и образованию русловой золотой или платиновой россыпи.
Зерна минералов с меньшим удельным весом, чем золото или
платина, медленнее просаживаются сквозь толщу наносов, участвуют
в их общем движении и переносятся на большие расстояния от места
своего поступления в русло. Они образуют более широкие зоны кон-
центрации, характеризующиеся менее четкими границами, в сравнении
с рассмотренными выше минералами. Частицы с еще меньшим удель-
ным весом, приближающимся к принятому для тяжелых минералов
значению (2,9), будут транспортироваться наиболее далеко и отла-
гаться при еще меньших (чем предыдущие группы минералов) скоро-
стях потока, образуя еще более обширные и неясно очерченные зоны
концентрации.
Таким образом, масса обломочных частиц, поступающих в речной
поток в одном каком-либо месте долины, в процессе транспортировки
будет дифференцирована по удельному весу. В распределении мине-
оалов в аллювиальных наносах возникает горизонтальная и вер-
тикальная зональность, причем протяженность отдельных зон и их
обособленность в основном определяется удельным весом переносимых
частиц.
Следует отметить, что в большинстве случаев сортировка мате-
риала по удельному весу частиц при речном переносе является далеко
не совершенной и зональность в расположении аллювиальных россы-
пей различного состава, создаваемая в процессе переноса, часто ока-
зывается весьма неправильной или даже вообще не проявляется. Кроме
38
множественности источников обломочного материала, образующего рус-
ловые наносы, здесь сказываются различия в размерах и форме частиц,
переносимых речным потоком, а также чисто местные вариации режима
переноса и отложения осадков. Мелкие зерна минералов с повышен-
ным удельным весом будут транспортироваться и отлагаться одновре-
менно с более крупными частицами минералов меньшего удельного
веса. Для одного и того же минерала неправильные, пластинчатые или
удлиненные зерна с большей удельной поверхностью, перемещаемые
преимущественно путем сальтации, будут переноситься на большие рас-
стояния по сравнению с округлыми или изометрическими зернами.
Хороший пример этого дают косовые россыпи золота или платины,
нередко располагающиеся на расстоянии многих десятков километров
ниже мест концентрации «пластового» металла.
В силу всех указанных причин аллювиальные россыпи по составу
всегда являются полиминеральными.
Важным следствием дифференциации обломочного материала в про-
цессе его транспортировки является то обстоятельство, что первона-
чально существовавшие (парагенетические) ассоциации минералов ока-
зываются нарушенными и заменяются в россыпях иными ассоциациями,
подбирающимися по признакам сходства размеров, геометрической
формы и удельного веса частиц. Одна из важнейших задач минерало-
гического изучения россыпей и состоит в прослеживании генетических
связей между отдельными, часто пространственно разобщенными мине-
ральными компонентами аллювия и в расшифровке на основании этого
общего характера первичных месторождений или материнской породы
того или иного полезного минерала россыпей.
Одновременно с разделением минералов по удельному весу, массе
и отчасти по геометрической форме частиц в процессе переноса пото-
ками происходит и отбор минералов по их механической прочности.
Отдельные обломочные частицы при переносе оказывают друг на друга
весьма значительное механическое воздействие, раскалываются при
достаточно сильных соударениях, царапают и шлифуют друг друга,
постепенно истираются и измельчаются. Особенно интенсивно это из-
мельчение обломочного материала происходит при транспортировке дон-
ных наносов, частицы которых, обладая заметными массой и инерцией,
при индивидуальных формах передвижения соударяются со значитель-
ной силой, а при групповом переносе перемешаются в условиях весьма
значительного трения. Естественно, что при этом менее прочные мине-
ралы измельчаются и истираются быстрее и на более коротких дистан-
циях по сравнению с минералами, механически более прочными.
Устойчивость обломочных частиц при переносе определяется их
абразивной прочностью, которая в свою очередь зависит от твердости
минерала, хрупкости его, числа и совершенства возможных плоскостей
спайности. В первом приближении абразивная прочность минералов
прямо пропорциональна их твердости и вязкости и обратно пропор-
циональна количеству направлений и степени совершенства их спай-
ности.
Имеющиеся наблюдения показывают, что абразивная прочность
минералов, хотя и возрастает с увеличением их твердости, далеко не
всегда увеличивается пропорционально последней и в сильнейшей мере
зависит от других кристаллофизических свойств минералов. Этим объ-
ясняется большая устойчивость при переносе одних минералов по
сравнению с другими минералами, характеризующимися такой же или
даже более высокой твердостью, например, большая механическая
устойчивость зерен апатита и гранатов по сравнению с частицами
кварца, рутила — в сравнении с цирконом, турмалином и даже топа-
зом и т. д. Важное влияние на устойчивость минералов оказывает
также степень их сохранности: минералы, даже слегка затронутые
39
выветриванием, характеризуются резко пониженной абразивной проч-
ностью.
Наблюдения над окатанностыо зерен отдельных минералов в рос-
сыпях, расположенных на различном удалении от источников обломоч-
ного материала, а также результаты экспериментального изучения абра-
зивных свойств минералов, позволяют расположить некоторые встре-
чающиеся в россыпях тяжелые минералы по степени их абразивной
прочности в виде следующего ряда: золото, киноварь, вольфрамит,
шеелит, моноклинные пироксены, лимонит, колумбит, платина, эпидот,
обыкновенная роговая обманка, дистен, оливин, апатит, монацит, став-
ролит, андалузит, железный блеск, пирит, ильменит, магнетит, касси-
терит, хромшпинелиды, циркон, турмалин, осмистый иридий, альмандин,
топаз, рутил, шпинель, корунд, алмаз.
Каждый последующий минерал этого ряда в общем является абра-
зивно более прочным по сравнению с ему предшествующими. В усло-
виях длительного переноса происходит постепенное обеднение наносов
минералами, стоящими в начале этого списка, и концентрация в оста-
точных продуктах переноса абразивно прочных минералов, группирую-
щихся в конце его.
Сопоставляя окатанность минеральных зерен, встречающихся в рос-
сыпях, необходимо учитывать размеры частиц.
Суммарный эффект истирания зерен при переносе потоками зави-
сит не только от абразивной прочности минералов и длительности их
транспортировки, но также и от интенсивности процессов изнашивания,
которая зависит от величины сил трения, механических ударов при
столкновении частиц и т. д. В общем виде указанную зависимость
можно выразить формулой
£>3 (rf- 1)1,2/
где К—степень изношенности (окатанности) частиц;
L)—их средний диаметр;
d — плотность;
Н—абразивная прочность минерала;
v и / — соответственно средняя скорость движения частицы и даль-
ность ее переноса.
Это выражение показывает, что степень изношенности обломочных
частиц в сильнейшей мере зависит от размеров зерен и при прочих
равных условиях убывает пропорционально кубу их диаметра.
Для каждого минерала существует наименьший критический раз-
мер частиц, по достижении которого окатывание зерен в условиях
водного потока практически уже не происходит и возможно лишь
при исключительно длительном переносе обломочного материала. Этот
критический размер определяется той величиной частиц, при которой
они в условиях речного потока, даже при малых скоростях течения
переносятся преимущественно во взвешенном состоянии и силы, возни-
кающие при столкновении частиц, оказываются недостаточными для
разрыва поверхностных буферных пленок воды п тем более для меха-
нического воздействия на сами зерна.
В условиях речного переноса критические размеры зерен для
минералов с удельным весом 4—5 (циркон, рутил, магнетит, монацит
и др.) составляют 0,05—0,07 мм, для более легких минералов (апатит,
турмалин, пироксены, амфиболы, эпидот и др.) 0,12—0,15 мм и для
зерен кварца и других близких к нему по удельному весу легких
минералов 0,20—0,25 мм.
Изучение природных объектов и данные эксперимента (Twenhofel,
1945) 'показали, что окатывание кварца, полевых шпатов и некоторых
40
других минералов, даже при вдвое большей величине зерен, требует
переноса на расстояния, совершенно несопоставимые с протяженностью
самых крупных речных артерий (многие тысячи километров).
Таким образом, хорошо округленные формы минеральных зерен,
относящихся к тонкой песчаной и алевритовой фракциям, и особенно
зерен абразивно прочных минералов вырабатываются лишь при очень
длительном окатывании, совершающемся на протяжении нескольких
циклов переноса и иногда при участии многих агентов транспорти-
ровки. Например, хорошо окатанные зерна циркона, рутила, турмалина
и других минералов, сходных с названными по удельному весу и ве-
личине абразивной прочности, размером 0,1—0,15 мм в поперечнике,
часто наблюдающиеся в аллювиальных россыпях, почти во всех слу-
чаях происходят из более древних осадочных пород, причем совершен-
ная окатанность их обычно никак не связана с последним этапом
транспортировки в данной реке.
Формула (1) показывает, что работа механического изнашивания
обломочных частиц пропорциональна квадрату скорости их перемеще-
ния, и, следовательно, в реках с более быстрым течением окатывание
частиц может совершаться на более коротких дистанциях переноса.
Следует, однако, иметь в виду, что для крупных обломочных частиц
существует верхний предел скорости их перемещения, за которым силы
взаимных ударов обломков оказываются настолько значительными, что
приводят к расколам и дроблению частиц. Вследствие этого в некото-
рых горных реках с особенно крутым уклоном тальвега окатывание
частиц песчаной и гравийной размерности почти не происходит, хотя
селективный отбор обломочного материала по степени абразивной проч-
ности его компонентов совершается достаточно энергично.
Процессы химического изменения обломочного материала продол-
жаются и в обстановке речного переноса. Влияние их особенно эффек-
тивно для карбонатов, быстро подвергающихся растворению, а также
для сульфидов, большинство которых окисляется и разрушается даже
на первых этапах транспортировки обломочного материала. Химиче-
скому разрушению подвергаются и минералы многих других минераль-
ных классов и групп, причем особенно интенсивно — минералы хруп-
кие, легко раскалывающиеся и обладающие спайностью. Трещинки
спайности, возникающие при взаимных ударах обломочных частиц,
облегчают проникновение агентов выветривания и в конечном итоге
разрушение минеральных зерен.
При длительном переносе обломочного материала влияние хими-
ческого выветривания на состав формирующихся аллювиальных отло-
жений в конечном итоге оказывается едва ли не более значительным
по сравнению с влиянием отбора минералов по степени абразивной
прочности частиц.
Суммарным результатом обоих этих процессов - механического
измельчения обломочных частиц и их химического разрушения при пере-
носе—является концентрация в конечных продуктах речного переноса
абразивно- и химически стойких минералов.
Различия в поведении отдельных минералов в обстановке длитель-
ного переноса приводят к представлению о так называемой миграцион-
ной способности. Мерилом ее может служить то максимальное рас-
стояние, на которое могут быть перенесены потоками обломочные
частицы данного минерала, оставаясь по размерам в пределах песчаной
фракции (>0,1 мм).
При прочих равных условиях (исходные размеры частиц, скорость
переноса, климатическая обстановка и др.) миграционная способность
минерала (L) прямо пропорциональна его абразивной прочности (Я)
и устойчивости по отношению к агентам выветривания (№) и обратно
пропорциональна удельному весу частиц (d).
41
Существенное влияние оказывает также форма минеральных зерен,
в частности — коэффициент анизометричности (ср) и, наконец, коэф-
фициент смачиваемости минерала (а). Зерна плохо смачиваемых мине-
ралов (монацит, некоторые сульфиды, большинство металлов, алмаз и
некоторые другие) либо не имеют защитной поверхностной пленки
воды, либо эта пленка является очень тонкой и непрочной, в силу
чего подобные зерна быстрее других истираются при переносе.
В общем виде миграционная способность минералов может быть
выражена формулой
(2)
Конкретный характер этой зависимости еще не выяснен, но общая
последовательность распределения ряда россыпных минералов по вели-
чине их миграционной способности намечается достаточно отчетливо
по наблюдениям над минеральным составом россыпей и обломочных
осадков различных генетических типов (табл. 3).
Таблица 3
Относительная миграционная способность некоторых минералов россыпей
Миграционная способность минералов
малая умеренная высокая
Киноварь Магнетит Хромшпинелиды
Арсенопирит Апатит Ильменит
Вольфрамит Сфен Г ематит
Пирит Альмандин Лейкоксен
Шеелит Ставролит Осмистый иридий
Оливин Анатаз Топаз
Авгит Монацит Рутил
Гиперстен Дистен Турмалин
Барит Касситерит Платина
Гр оссул яр - андр а дит Андалузит Циркон
Флюорит Золото Корунд
Роговая обманка Диопсид Колумбит Актинолит Эпидот Лимонит Алмаз
В процессе длительной транспортировки обломочного материала
или многократного его переотложения происходит преимущественное
разрушение минералов, стоящих в начале табл. 3, и обогащение оста-
точных продуктов переноса далеко мигрирующими минералами, устой-
чивыми в условиях осадочной дифференциации вещества. В обломочных
отложениях и россыпях, испытавших наиболее длительную и сложную
геологическую историю, сформированных на протяжении нескольких
циклов переноса и отложения обломочного материала, концентрируются
минералы, стоящие в конце табл. 3, наиболее устойчивые в зоне
поверхностной миграции.
Конкретная последовательность выпадения минералов на путях
миграции во многом зависит от климатической обстановки переноса,
определяющей интенсивность изменения химического состава перено-
симого материала. При малой интенсивности процессов выветривания
эта последовательность будет определяться в основном абразивной
прочностью минералов, вовлекаемых в сферу переноса. В обстановке
интенсивного выветривания она будет приближаться к приведенному
выше ряду устойчивости минералов по отношению к агентам химиче-
ского выветривания.
Перенос временными потоками. Механизм переноса об-
ломочного материала временными потоками существенно отличается
42
от механизма его переноса речными потоками. В ряде случаев, однако,
четкую границу между этой формой транспортировки материала и пе-
реносом его в потоках с нормальным водным режимом провести
невозможно.
Перенос рыхлых обломочных продуктов временными потоками
характерен главным образом для областей засушливого климата, но
нередко наблюдается и в горных районах, расположенных в зонах
умеренного и влажного климата.
Для многих областей пустынного и полупустынного климата ха-
рактерно крайне неравномерное распределение атмосферных осадков
с неправильной сменой преобладающих засушливых и кратковременных
дождливых (аквальных) периодов. Формирующаяся в этих условиях
речная сеть, питающаяся за счет поверхностных вод, представляет
все переходы от эмбриональных ложбин стока до более или менее
глубоко врезанных и отчетливо выраженных долин, частично запол-
ненных обломочным материалом. Такие долины лишены постоянного
водотока, в засушливые периоды на всем своем протяжении становятся
сухими, превращаясь в зоны накопления делювиальных, коллювиаль-
ных, элювиальных и других рыхлых образований. В дождливые пе-
риоды, а в горных районах умеренного климата — в периоды таяния
снегов, эти ложбины стока и сухие русла быстро заполняются водой,
образуя кратковременные, но достаточно бурные потоки, зачастую на-
столько перегруженные обломочным материалом, что они приобретают
характер грязевых потоков.
Подобные потоки обладают значительно большей транспортирую-
щей способностью по сравнению с нормальными водными потоками
и могут переносить во взвешенном состоянии не только песок и щебень,
но даже отдельные крупные валуны и глыбы. Общее количество
твердого материала, находящегося во взвешенном состоянии в таких
грязевых потоках, нередко достигает 50—70% их объема. Устремляясь
со значительной скоростью (особенно большой для селей горных райо-
нов) вниз по долинам, такие потоки постепенно утрачивают свою
кинетическую энергию благодаря фильтрации воды, либо же резко сни-
жают скорость — в участках расширения или изгибов русел. При этом
переносимый потоком материал отлагается в виде шлейфов или конусов
выноса, налегающих или причленяющихся к конусам выноса, отложен-
ным в предшествующие селевые периоды.
Эти отложения, получившие название пролювиальных, как пра-
вило, не обнаруживают сортировки обломочного материала по грану-
лометрическому составу; неслоисты или обнаруживают лишь признаки
грубой и неправильной слоистости, чем резко отличаются от обычных
аллювиальных отложений.
В длительные аквальные периоды пролювиальные наносы могут
частично перерабатываться водотоками с нормальным режимом, возни-
кающими в послеселевую стадию в отдельных участках долин, и
в таких случаях среди шлейфов пролювия могут формироваться осадки
аллювиальных фаций. В целом, однако, последние занимают совершенно
подчиненное место в общей массе осадков, переносимых и отлагаемых
временными потоками.
Количество обломочного материала, переносимого отдельными по-
токами в аквальные периоды, зависит от многих факторов и в первую
очередь — от количества выпавших осадков и массы рыхлого мате-
риала, накопленного в долинах в предшествующие сухие периоды.
В силу этого дистанция переноса материала колеблется в широких
пределах: от сотен метров или немногих километров до десятков кило-
метров. За длительные отрезки времени, при чередовании многих
сухих и аквальных периодов, обусловливающих зарождение и отмира-
ние временных потоков на разных отрезках долин, суммарное расстоя-
43
ние переноса обломочного материала временными потоками может ока-
заться весьма значительным, соизмеримым с дальностью переноса его
реками с нормальным режимом.
В некоторых районах указанным способом осуществляется транс-
портировка основной массы обломочного материала, и формирующиеся
в таких районах россыпи так или иначе связаны с пролювиальными
образованиями. Например, в Юго-Западной Африке (по W. Beetz и
Е. Kaiser) начиная с верхнего мела и особенно в плиоцене, огромные
массы продуктов выветривания были транспортированы временными
потоками из внутренних областей страны к побережью на расстояние
нескольких сотен километров. «Сухие реки» доставили главную массу
рыхлого материала, впоследствии переработанного морем, водными
потоками, ветром и другими агентами с образованием многочисленных
и исключительно богатых россыпей алмаза, известных на территории
Юго-Западной Африки.
Механизм переноса и отложения обломочного материала времен-
ными потоками в целом не благоприятствует тем процессам сортировки
материала по форме, массе и удельному весу частиц, какие отмеча-
лись выше для речной обстановки.
Перенос преимущественно во взвешенном состоянии не способствует
здесь и отбору обломочных частиц по степени их механической проч-
ности. Вследствие этого механической дифференциации обломочного
материала при переносе его «сухими реками» практически не проис-
ходит, и сколько-нибудь значительные россыпные концентрации тех
или иных полезных компонентов среди пролювиальных отложений
наблюдаются исключительно редко. Они известны главным образом
лишь для золота и минералов группы платины, значительный удельный
вес которых делает возможной местную концентрацию металла в от-
дельных горизонтах пролювиальных наносов.
Перенос в прибрежно-морских обстановках. Перенос
кластического материала в условиях морских и озерных бассейнов
играет исключительно важную роль в формировании наиболее рас-
пространенных типов обломочных отложений и приуроченных к ним
россыпей. В зависимости от конкретных условий формирования осадков
здесь могут быть выделены образования фации дельт и отложения
побережий — бассейновые и наземные.
Дельтовые фации. В надводной части дельт условия переноса
обломочного материала и его отложения ничем существенно не отли-
чаются от соответствующих условий речной обстановки, например, рав-
нинных рек. Для подводной части дельт характерны перемещение и
отложение обломочного материала в быстро меняющихся как по на-
правлению, так и по скорости движения условиях, частая смена пото-
кового режима переноса бассейновым. Это обусловливает возникнове-
ние характерной для дельт линзовидной и косой слоистости осадков,
чередование более грубых по гранулометрическому составу линз, отве-
чающих участкам подводных русел, с более тонкозернистыми, соот-
ветствующими отложению материала в межрусловых участках в усло-
виях спокойных вод. Этим же обусловлена и значительно более высокая
сортировка обломочного материала по массе частиц в отдельных линзах
и косонаслоенных сериях подводной части дельт, отличающая отло-
жения последних от обычных русловых наносов.
В фронтальной части дельты обломочный материал, перемещаемый
подводным потоком, резко замедляет свое движение и быстро выпа-
дает в осадок, наращивая подводный выступ дельты. Формирующиеся
здесь отложения во многом напоминают образования типа конусов
выноса речных долин: они грубо- и косослоисты с углами наклона
слоев, приближающимися к углам естественного откоса; плохо, а иногда
и почти совсем не отсортированы по гранулометрическому составу.
44
Лишь в нижней части подводного склона далеко выдвинутых дельт
выносимый реками материал отлагается уже в условиях, типичных для
бассейнов, и формирующиеся здесь тонкозернистые осадки характери-
зуются правильной горизонтальной или слабо наклонной слоистостью
и хорошей сортировкой обломочных частиц по размерам и удельному
весу зерен.
Для отложений фронтальной части дельт характерно, однако, об-
щее обеднение тяжелым обломочным материалом, в связи с чем, даже
в условиях весьма совершенной сортировки и дифференциации пласти-
ческого материала, сколько-нибудь значительные концентрации тяжелых
минералов здесь не возникают и соответствующие им россыпи не фор-
мируются.
Фации побережий (бассейновые). В условиях бассейнов перемеще-
ние обломочного материала происходит главным образом в зонах побе-
режий, причем основными агентами переноса здесь являются течения
и колебательные (волновые) движения воды.
Среди морских течений наиболее важную роль в качестве транс-
портирующего агента играют дрейфовые течения, возникающие под
влиянием постоянных или господствующих ветров и обычно направ-
ленные вдоль берегов. Скорость таких течений нередко соизмерима
со скоростью речных потоков, но действие их обычно распространяется
на небольшие глубины и поэтому ограничено сравнительно узкой по-
лосой побережий. Такие течения осуществляют транзит преимущест-
венно мелкого (песчаного и алевритового) материала, но в отдельных
случаях могут переносить и более крупный галечно-гравийный мате-
риал. Дальность переноса обломочного материала дрейфовыми тече-
ниями может быть весьма значительной.
Известную роль в качестве агентов переноса играют также при-
ливно-отливные течения, но деятельность их ограничена узкой прибреж-
ной зоной и сколько-нибудь эффективна лишь в условиях изрезанной
береговой линии. Механизм перемещения обломочного материала мор-
скими течениями и характер возникающих при этом отложений прин-
ципиально сходны с формами переноса и отложения материала речными
потоками. Отличие заключается лишь в том, что простое поступатель-
ное движение обломочных частиц в зонах морских течений постоянно
осложняется влиянием колебательных движений воды, преобразуясь
в сложные зигзагообразные формы перемещения частиц. Вследствие
этого суммарный путь, проходимый обломочными частицами при пе-
реносе их течениями, нередко во много раз превышает расстояние от
их источников.
Перенос волнами играет исключительно важную роль в общем
балансе транспортировки обломочного материала в обстановке морских
и озерных бассейнов. Эта форма переноса характерна только для побе-
режий, где действие волн распространяется на всю толщу воды, захва-
тывая и область дна.
Деятельность моря в прибрежной полосе, как известно, направлена
на выработку равновесного профиля берегового склона. В зависимости
ат крутизны берегового склона и литологических особенностей сла-
гающих его пород, а также от положения берега относительно основных
путей транзита осадков можно различать три типа берегов: абради-
руемые, стабильные и аккумулятивные.
Абрадируемые берега характеризуются крутыми уклонами и обычно
сложены прочными (часто скальными) породами. Работа моря на-
правлена здесь на разрушение верхней (надводной и приурезовой)
части берегового склона, перенос продуктов разрушения в сторону моря
и отложение их на нижней поверхности берегового склона. Она совер-
шается прибойными волнами, обладающими большой ударной силой,
особенно значительной в периоды штормов. Крутой уклон склона обус-
45
ловливает значительную скорость возвратных волн, уносящих продукты
разрушения берега из полосы прибоя, чему в значительной мере спо-
собствует сила тяжести.
Обломочный материал перемещается в сторону моря до тех глубин,
на которых движение прибойных волн практически уже не отра-
жается !.
Вследствие абразии берега и накопления обломочного материала
на подводном его склоне поперечный профиль берегового склона вы-
полаживается, абрадирующая деятельность моря ослабевает, и в ко-
нечном итоге преимущественный снос обломочного материала в сторону
моря прекращается. Абразия компенсируется аккумуляцией, и насту-
пает состояние подвижного равновесия, характерное для стабильных
берегов, когда объем смываемого с берега материала приблизительно
соответствует количеству его, намываемому прибойными волнами на
верхней части берегового склона.
Вблизи стабильных берегов происходит непрерывное поступательно-
возвратное перемещение наносов, находящихся в состоянии постоянного
преобразования и переотложения. Именно в этих условиях происходит
глубокая переработка и сортировка осадочного материала, которая
так характерна для прибрежных морских отложений.
Аккумулятивные берега характерны для участков побережий, рас-
полагающихся на путях достаточно мощного продольного транзита
осадков, либо в районах недавних погружений и затопления морем
прибрежных равнинных пространств. Такие берега обычно весьма от-
логие с уклонами, меньшими крутизны профиля равновесия. Характер-
ным признаком аккумулятивных берегов является распространение
здесь береговых кос, пересыпей, баров, подводных и береговых валов
и широких зон пляжа, часто окаймленных с материковой стороны зо-
нами развития эолово-аккумулятивных форм рельефа.
Вблизи аккумулятивных берегов преобладает перемещение мате-
риала в сторону берега, приводящее в конечном итоге к наращиванию
приурезовой части берега, увеличению его уклона и к перестройке
всего берегового склона в соответствии с профилем равновесия.
Это перемещение обломочного материала осуществляется путем
постоянных поступательно-возвратных движений частиц, переноса их
волнами от берега к морю и от моря к берегу; результирующая таких
колебательных движений направлена в сторону берега.
В надводной части берегового склона важным агентом переноса
является ветер, перемещающий массы выбрасываемого морем обломоч-
ного материала в глубь побережий.
Кроме индивидуальных форм переноса, имеющих место в узкой
прибрежной зоне, в верхней части подводного склона и в зоне пляжа,
основными формами перемещения наносов является движение их в виде
гряд или валов, медленно передвигающихся по подводному склону
к линии берега, а в случае развития эоловых процессов — перемещае-
мых внутрь материка в виде береговых дюн.
Рассмотрим несколько подробнее особенности процессов перемеще-
ния и отложения обломочного материала в отдельных зонах побережий.
Прохождение волн над пологовосходящим дном сопровождается
деформацией волн, начинающейся обычно с глубины 10—15 м: умень-
шением их длины и возрастанием относительной высоты волн. Трение
о дно замедляет движение нижней части волны, и верхняя ее часть
постепенно смещается в направлении движения. Волна становится
все более асимметричной, в зоне так называемого первичного забуру-
нивания (на глубинах 2—5 м) гребень ее опрокидывается и происходит
1 Обычно первые десятки метров; на глубине, равной длине волны, высота по-
следней уменьшается до 0,002 первоначальной величины
46
перестройка волны. При такой перестройке кинетическая энергия волны
резко уменьшается. Обломочный материал, перемещаемый путем воло-
чения, а частично и во взвешенном состоянии, в зоне забурунивания
отлагается в виде подводного вала или гряды, располагающихся в об-
щем параллельно фронту набегающих на берег волн. Разбитая, а затем
перестроенная волна с остаточным запасом энергии перемещается к бе-
регу и на меньших глубинах вновь перестраивается, образуя новую
зону забурунивания, новую подводную гряду наносов (рис. 7).
В зонах забурунивания погашается почти вся кинетическая энер-
гия волн, и прибойные волны, подходящие к линии уреза, обладают
уже сравнительно незначительной энергией. Еще меньшую энергию на
отмелых берегах имеют возвратные волны. Таким образом, результи-
рующая колебательных движений направлена в сторону берега, и
движение донных наносов на аккумулятивных берегах приобретает
односторонне направленный характер.
Подводные валы имеют асимметричный поперечный профиль,
склон, обращенный в сторону берега, крутой, мористый — пологий. Пе-
Рис. 7. Схема строения аккумулятивного берега (по В. П. Зенкови^у,
В. Г. Ульсту и др.)
Б,, Bj — зоны первичного и вторичного забурунивания; ПВ — подводные валы и
гряды; БВ — береговой вал; ПЛ — пляж; ПД — передовые дюны; ЗД — зона дефля-
ции; Д — дюны; рр — профиль равновесия берегового склона
ремещение отдельных обломочных частиц происходит здесь точно тем
же способом, что и в грядах русловых потоков — путем подъема их
по пологому склону вала, перекатывания через гребень и отложения
у подножия крутого склона.
В результате постоянного перемещения материала с пологого на
крутой склон сами подводные валы медленно смещаются в сторону
берега, а на месте их в зонах забурунивания возникают новые гряды
наносов.
При таком способе перемещения наносов более крупные и тяже-
лые частицы постепенно отстают и позднее достигают урезовой линии
в сравнении с более легкими и мелкими обломочными частицами. Так
осуществляется селективный вынос тонкого и легкого материала к над-
водной нарастающей части берегового склона и концентрация крупных
и тяжелых частиц в подводной его части.
В зоне мелководья, на глубинах около одного метра, передовой
подводный вал обычно деформируется, приобретает извилистые очер-
тания и размывается. Одиночные гряды заменяются здесь многочислен-
ными мелкими формами аккумуляции, вплоть до возникновения знаков
волноприбойной ряби. При формировании и перемещении последних
обычно наглядно проявляется сортирующая деятельность колебатель-
ных движений воды. Более крупные и тяжелые частицы концентри-
руются на пологих склонах волноприбойных валиков и в седловинах
между ними, где нередко возникают узкие полоски природного шлиха;
мелкие и легкие обломочные частицы отлагаются преимущественно
близ вершин и на крутых склонах валиков. При перемещении валиков
в сторону берега тяжелый обломочный материал несколько отстает
в своем движении и накапливается в мористой части полей формиро-
вания знаков волноприбойной ряби.
Кроме общей концентрации тяжелых минералов, в этой зоне не-
редко происходит и более тонкое разделение материала по удельному
47
весу частиц, нередко приводящее к возникновению слойков почти моно-
минерального состава Такую картину можно наблюдать, например, на
побережьях некоторых озер Кольского полуострова, где в процессе
перемыва моренных и флювиогляциальных отложений формируются
пляжевые и мелководные прибрежные пески, резко обогащенные аль-
мандином и роговой обманкой. Волноприбойные валики, формирую-
щиеся в зоне мелководья у берегов этих озер, в седловинах и на
склонах, обращенных к озеру, часто почти нацело сложены альманди-
ном и окрашены в красно-розовый цвет, тогда как гребни их и крутые
склоны сложены преимущественно амфиболом и имеют зеленовато-
черную окраску. Возникает правильная перемежаемость изогнутых,
ветвящихся и выклинивающихся различно окрашенных полос, причем
такое же чередование микрослойков и линзочек, обогащенных то крас-
ным, то черным шлихом, можно наблюдать и в разрезах толщи пляже-
вых песков.
Подобная же слоистость, возникающая в процессе формирования
знаков волноприбойной ряби, нередко подчеркиваемая тонкими линзо-
видными скоплениями природного шлиха, обычна и в прибрежно-мор-
ских мелководных отложениях.
В зоне пляжа, выше линии уреза, на аккумулятивных беретах
часто возникают береговые валы, представляющие собой одну из пер-
вичных форм надводной аккумуляции обломочного материала, выно-
симого морем. Они возникают в заключительную фазу штормовых пе-
риодов, являются временными образованиями и быстро разрушаются,
поставляя материал как для зоны пляжа, так и для приурезовой под-
водной части берегового склона. В соответствии с динамикой формиро-
вания береговых валов слагающие их наносы обычно плохо отсорти-
рованы по гранулометрическому составу, характеризуются неотчетливой
и невыдержанной косой слоистостью с обычным наклоном слоев в сто-
рону берега.
Отложения зоны пляжа обычно являются полигенными. Формиро-
вание их происходит в основном за счет наносов, выбрасываемых на
берег штормовыми волнами, и ширина самой зоны пляжа определяется
максимальным расстоянием проникновения этих волн в глубь берега.
В периоды между штормами отложения пляжей подвергаются пере-
работке другими агентами и в первую очередь ветром, перемещающим
обломочный материал в глубь берегов.
В различных участках зоны пляжа этот процесс совершается по-
разному. Ближайшая к урезу воды полоса пляжа характеризуется
повышенной увлажненностью наносов и наибольшей их сцементирован-
ностью. Слои сухого наноса возникает здесь лишь периодически и имеет
весьма небольшую мощность, в связи с чем отложения этой зоны
слабо подвижны и сравнительно мало участвуют в питании обломоч-
ным материалом береговых аккумулятивных образований.
В средней, наиболее широкой части пляжа мощность слоя высы-
хаюших и сыпучих наносов обычно достаточно велика, и эта полоса
является главной ареной переработки ветром морских отложений и
главным поставщиком материала для формирующихся за пределами
пляжа эоловых накоплений. Для этой зоны пляжа характерно раз
витие микроформ дефляции — эоловой ряби, ложбин выдувания и т. п ,
возникновение которых сопровождается сортировкой наносов по вели-
чине и форме частиц и селективным выносом наиболее тонкого и
легкого обломочного материала.
Верхняя часть пляжа обычно является зоной первоначального на-
копления материала, переносимого ветром с других его участков. Вблизи
различных местных препятствий здесь возникают зачаточные дюны,
мелкие неправильные гряды, бугры навевания и другие формы эоловой
аккумуляции.
48
По направлению в глубь берега эти формы часто переходят в пере-
довые дюны (авандюны), маркирующие верхнюю границу пляжа.
В периоды сильных штормов эта зона пляжа, а иногда и передовые
дюны, заплескиваются волнами, и возникающие здесь формы эоловой
аккумуляции нередко полностью разрушаются.
При полном развитии эолового комплекса передовые дюны по
направлению в глубь берега сменяются обычными дюнами, грядовыми
или параболическими, представляющими основные формы эолового
переноса и аккумуляции материала, выносимого ветром из зоны пляжа.
При замедленном темпе перемещения обломочного материала
с берега в зону эоловой аккумуляции значительная часть его задер-
живается в полосе передовых дюн, и между последними и полем
материковых дюн в этом случае образуется зона перевевания с раз-
витием типичных дефляционных форм рельефа — бугров, ложбин и
впадин выдувания. Питание материковых дюн обломочным материа-
лом происходит главным образом за счет этой зоны и в основном
в процессе разрушения авандюн.
Особенности процессов эоловой транспортировки обломочного ма-
териала и их влияние на состав и характер рыхлых накоплений и
заключенных в них россыпей рассматриваются ниже. Здесь мы от-
метим лишь, что развитие эоловых форм рельефа свойственно зрелым
стадиям формирования морских берегов, характеризующимся относи-
тельной стабилизацией береговой линии и сбалансированным поступле-
нием и расходом обломочного материала в приурезовой зоне побере-
жий. Эти процессы в основном протекают в том же направлении, что
и в береговой зоне, и приводят к дальнейшей сортировке и пере-
распределению обломочного материала по массе, удельному весу и
Iеометрическим формам частиц.
Кроме перемещения обломочного материала к берегу иди в сто-
рону моря, волны переносят материал и вдоль береговой линии. Это
происходит вследствие несовпадения направлений движения набегающей
и отступающей волн в тех случаях, когда волны подходят под углом
к линии берега. Вследствие рефракции фронт волны вблизи берега
изгибается таким образом, что в каждой точке береговой линии набе-
гание волн происходит по нормали к берегу. Отступающая волна на
всем своем пути направлена нормально к линии берега, причем в этом
же направлении действует сила тяжести, способствующая перемещению
обломочных частиц вниз по береговому склону. Перемещаемые набе-
гающей волной под углом к береговой линии, а отступающей волной
нормально к ней, обломочные частицы совершают сложные зигзаго-
образные движения, постепенно смещаясь вдоль берега (рис. 8).
Скорость такого продольного перемещения обломочных частиц мо-
жет достигать десятков и даже сотен метров в сутки, а общее рас-
стояние переноса вдоль берега может быть весьма значительным (сотни
и тысячи километров). Важно отметить, что суммарный путь, прохо-
димый обломками при их поступательно-возвратном зигзагообразном
движении, неизмеримо больше расстояния перемещения их вдоль бе-
рега и даже на сравнительно небольших дистанциях переноса может
составлять многие тысячи километров. Вследствие этого в прибрежной
зоне происходит весьма значительное истирание обломков, нередко при-
обретающих совершенную окатанность уже на сравнительно небольшом
удалении от источников обломочного материала.
Особенно энергично истирание и дробление крупного обломочного
материала происходит во время штормов, когда в общее движение
вовлекается весь верхний слой прибрежных наносов. Что касается
мелких обломочных частиц, песчаной и алевритовой размерности, то
истирание их в обстановке морских побережий часто затруднено по
4 А. А. Кухаренко 4g
сравнению с обстановкой речных русел. Причины этого заключаются
в повышенной плотности и вязкости морских вод, образующих более
плотные буферные пленки на поверхности обломочных частиц, ослаб-
ляющие абразию зерен. В этих условиях возникают наиболее совер-
шенные формы истирания и окатывания зерен, нередко приобретающих
характерную гладкую, как бы полированную поверхность. При этом,
вследствие весьма значительного суммарного пути, проходимого отдель-
ными частицами в зоне побережий, идеально окатанную форму нередко
приобретают и мелкие обломочные зерна с размерами иногда даже
меньше критических.
Механическая работа волн, истирающих и перемалывающих в про-
Рис 8 Схема перемещения обломочных частиц
волнами вдоль береговой линии
цессе перемещения наносов
огромные массы обломочно-
го материала, приводит к
быстрому разрушению абра-
зивно нестойких компонен-
тов и к накоплению в оста-
точных продуктах переноса
наиболее устойчивых мине-
ральных частиц. В этом же
направлении протекает и
работа процессов химическо-
го выветривания, весьма
энергично развивающихся в
условиях динамически по-
движной водной среды, бо-
гатой кислородом и различ-
ными электролитами.
Существует мнение, что только в обстановке морских побережий
с их энергичными процессами разрушения обломочного материала и
отбора на путях переноса наиболее стойких компонентов может про-
исходить формирование резко упрощенных по составу существенно
кварцевых песчаных и алевритовых осадков, обогащенных в тяжелой
фракции механически прочными и химически устойчивыми минералами.
Одновременно с указанными процессами в прибрежной зоне морей
и озер при переносе обломочного материала происходит, как отмечено
выше, перераспределение и сортировка его по удельному весу, массе
и геометрическим формам частиц. И в процессе абразии берегов, и
в процессах формирования подвижно-стабильной береговой линии по-
граничная область между сушей и морем — зона пляжа и прилегаю-
щая к ней приурезовая часть подводного берегового склона — является
главной областью накопления наиболее тяжелых и медленно мигрирую-
щих обломочных частиц. Всякие перемещения материала из этой об-
ласти (ветром в глубь побережий, или морем в зону подводного бере-
гового склона) приводят к дальнейшей концентрации тяжелых минера-
лов в формирующихся здесь отложениях.
Сортировка обломочного материала по геометрическим формам
частиц наиболее эффективно совершается в зоне мелководья на участ-
ках формирования знаков волноприбойной рябиа также в средней
зоне пляжа. В пределах последней эоловые процессы приводят к селек-
тивному выносу округлых, легко перемещаемых ветром зерен и к отно-
сительному накоплению в остатке угловатых обломков. Этим, в част-
ности, объясняется кажущаяся общая слабая окатанность зерен
в отложениях некоторых пляжей по сравнению с формирующимися за
их счет наносами дюн или грядовых песков.
1 На крутых склонах и близ вершин волноприбойчых валиков обычно концент-
рируются пластинчатые и угловатые зерна, в седловинах и на пологих склонах вали-
ков преимущественно частицы изометрической формы.
50
Заканчивая рассмотрение процессов переноса обломочного мате-
риала и формирования наносов в обстановке бассейнов, подчеркнем
основные особенности этой! фациальной области, резко отличающие ее
от других обстановок осадконакопления.
Первая особенность состоит в том, что формирующиеся в зоне
морских побережий обломочные толщи большей частью являются
полигенными. Морской этап в большинстве случаев является лишь
одним из конечных в сложной и длительной истории возникновения
обломочного материала, транспортировки его различными агентами де-
нудации к побережьям, переноса и переработки его здесь морскими
течениями, волнами и ветром и аккумуляции в той или иной зоне
побережий. Последовательное выпадение на путях миграции нестойких
компонентов обусловливает резкое упрощение минерального состава
обломочных отложений, характерное для большинства прибрежно-
морских кластических осадков. Последние часто представляют собой
своего рода конечные продукты осадочной дифференциации материала,
обогащенные наиболее инертными в условиях выветривания и переноса
минеральными компонентами.
Вторая особенность осадконакопления в условиях бассейнов заклю-
чается в длительной повторяемости здесь одних и тех же процессов
перемещения и переотложения материала, совершающихся в одной и
той же обстановке приблизительно в одном темпе или с весьма незна-
чительными вариациями режима. Это обусловливает весьма совершен-
ную дифференциацию обломочного материала по крупности, удельному
весу и геометрическим свойствам частиц, отличающую морские отло-
жения от обломочных толщ другого генезиса.
Наконец, третья особенность морских отложений, обусловленная
динамикой формирования береговых наносов, состоит в концентрации
тяжелых обломочных компонентов в сравнительно узкой полосе побере-
жий, непосредственно примыкающей к урезу воды. Именно к этой
зоне приурочены наиболее крупные россыпи современных и древних
морских побережий.
Перенос ветром. Процессы транспортировки обломочного ма-
териала ветром, его отложения и образования тех или иных форм
эоловой аккумуляции чаще всего развиваются в районах распростра-
нения обломочных осадков, созданных какими-либо другими агентами
денудации. Поймы и террасы крупных рек в районах засушливого
климата, аллювиальные равнины, речные дельты, морские побережья,
зандровые поля ледниковых комплексов являются главной ареной транс-
портирующей и созидающей деятельности ветра, перемещающего и
перерабатывающего ранее отложенные осадки. Лишь в зоне пустынь
ветру принадлежит самостоятельная роль в формировании обломочных
накоплений. Однако и здесь в процессе эолового переноса и аккуму-
ляции нередко вовлекаются обломочные отложения иного генезиса —
пролювиальные накопления сухих русел, древние аллювиальные и озер-
ные отложения и т. п.
Механизм переноса обломочного материала ветром во многом
сходен с механизмом его переноса потоками. Здесь выделяются те же
две основные формы перемещения материала: во взвешенном состоянии
и путем перекатывания и волочения. Первый способ перемещения
характерен для тонких частиц и именно так совершается перенос основ-
ной массы обломочного материала. Перенос перекатыванием и волоче-
нием обычен для более крупных обломочных частиц.
Важную роль в процессах эолового переноса играет перемещение
обломочных частиц сальтацией, чему в значительной мере способствуют
восходящие воздушные токи, возникающие при нагревании поверхности
земли. Как показали наблюдения Д. Юддена (Твенхофел, 1936), рас-
стояние переноса путем сальтации во время отдельных скачков, даже
51
для крупных песчаных частиц, может достигать многих сотен метров.
При очень сильном ветре сальтацией могут перемещаться и более круп-
ные частицы, вплоть до гравия и мелких галек.
Перенос волочением и перекатыванием совершается обычно в форме
массового движения частиц. Он приводит к образованию подвижных
песчаных бугров, гряд, простых и параболических дюн, барханов, а
также сопровождающих их микроформ эолового рельефа — песчаной
ряби, дефляционных ложбин, впадин выдувания. Эти образования,
представляющие собой одновременно и формы эоловой аккумуляции
и формы движения наносов, возникают при постоянно дующих ветрах
и медленно перемещаются в сторону преобладающего направления
ветра. Именно таким способом, как отмечалось, перемещаются массы
песчаного материала, выбрасываемого морем на побережья.
Рис. 9. Схема дифференциа-
ции крупного и тяжелого (Л)
и мелкого и легкого (Б) об-
ломочного материала под
влиянием 'воздушных течений
(из книги Л. В. Пустовало-
ва, 1940; по К. Рейборну и
Г. Мильнеру, 1933)
Движение песчаных гряд и дюн совершается путем перемещения
обломочных частиц с пологого наветренного склона гряд на крутой
подветренный (рис. 9). Вследствие непрерывного перевевания при этом
происходит интенсивная и совершенная сортировка обломочного мате-
риала по размерам и массе частиц. Тонкие и легкие частицы уносятся
ветром, более грубые и тяжелые зерна, особенно имеющие неправиль-
ную форму, постепенно отстают в своем движении, и в конечном итоге
длительно перемещаемая ветром песчаная гряда оказывается состав-
ленной обломочными частицами приблизительно одинаковой массы и
сходной геометрической формы.
В каждый данный момент гранулометрический состав отложений
в верхнем слое наноса на наветренном и подветренном склонах дюн
несколько неодинаков, но эти различия все более и более сглаживаются
по мере перемещения дюны. При сезонных вариациях направления вет-
ров, движение песчаных бугров и гряд приобретает поступательно-воз-
вратный характер. Общая сортировка обломочного материала, возни-
кающая при таком способе перемещения наносов, менее совершенна,
но все же заметно превосходит сортировку осадков, отложенных вод-
ным путем.
Помимо сортировки материала по массе и форме частиц, эоловый
способ переноса обусловливает и весьма интенсивное истирание обло-
мочного материала. Сталкиваясь и соударяясь при перемещении саль-
тацией или другими способами, обломочные частицы царапают, исти-
рают и шлифуют друг друга, причем работа истирания, протекающего
в воздушной среде, не ослабляется здесь буферным влиянием среды
переноса, как это имеет место при абразии в водных потоках. Вслед-
ствие этого обломочные частицы при эоловом переносе сравнительно
быстро приобретают округленные формы и характерную шероховатую
или тонко матированную поверхность. Критические размеры зерен, под-
дающихся окатыванию, оказываются здесь значительно меньшими, чем
при истирании в водной среде. Для кварцевых зерен они снижаются
до 0,08—0,1 мм, для минералов с удельным весом 4—5 до 0,03—0,04 мм.
Вследствие преимущественного истирания абразивно нестойких ча-
стиц, при эоловом переносе, как и при рассмотренных выше других
52
способах транспортировки обломочного материала, происходит посте-
пенное упрощение минерального состава отложений. Во многих районах
эолозой аккумуляции это упрощение, однако, с избытком компенси-
руется вовлечением в сферу переноса местного материала, часто совер-
шенно нехарактерного для нормальных обломочных осадков. Так,
в зонах пустынь пески нередко содержат весьма значительную примесь
частиц гипса или барита, приносимых ветром при развевании за-
гипсованных почв и выработке дефляционных ванн в солончаках; на
морских побережьях дюнные пески иногда оказываются резко обога-
щенными раковинами морских организмов, оолитами карбонатов, об-
ломками кристаллических солей и другими компонентами, выбрасывае-
мыми морем на берега.
Несмотря на важную геологическую роль атмосферы в качестве
переносчика обломочного материала, транспортировка ветром имеет
второстепенное значение при формировании обломочных отложений,
среди которых обычно размещаются россыпи. Во-первых, это связано
с селективным вовлечением в сферу эолового переноса преимущественно
легких обломочных частиц, вследствие чего эоловые отложения, фор-
мирующиеся в основном за счет других типов осадков, изначально обед
йены тяжелыми минералами. Во вторых, это обусловлено значительно
меньшей, в сравнении с движущейся водной средой, транспортирующей
способностью атмосферы, перемещающей даже при большой скорости
ветра лишь относительно мелкие обломочные частицы.
По данным И. Туле (Thoulet, 1908) и П. Фагелера (Пустовалов,
1940), основанным на экспериментальном материале и наблюдениях
над природными объектами, зависимость между скоростью ветра и
размером перемещаемых им кварцевых частиц представляется следую-
щей (табл. 4).
Таблица &
Размеры обломочных частиц, перемещаемых ветром различной силы
Ветер Скорость ветра, м/сек Средний диа- метр частиц, мм Ветер Скорость вет- ра, м/сек Средний диа- метр астиц, мМ
Слабый 1 2 3 4 0.05 0,12 0 20 0.29 Свежий 8 8 10 0,67 0,78 0,90
Сильный 11 12 13 14 15 16 1.02 1.14 1,33 1,53 1,75 2,00
Умеренный 5 6 7 0,37 0,46 0,57
Как видно из сопоставления этих цифр с данными табл. 2, при
одинаковых скоростях движения среды размеры частиц, перемещаемых
ветром, оказываются в сотни раз меньшими по сравнению с разме-
рами обломков, переносимых речным потоком. Кварцевые зерна круп-
ной песчаной фракции могут переноситься лишь при весьма значи-
тельной скорости ветра, перемещение же тяжелых минералов того же
размера, обычно концентрирующихся в россыпях, возможно лишь при
еще более высоких и лишь периодически осуществляющихся скоростях
Вследствие указанных причин собственно эоловые россыпи рас-
пространены сравнительно мало и обычно характеризуются небольшими
размерами, возникая в участках наиболее энергичной и постоянной по
направлению деятельности ветра Тем не менее ветер часто играет
немаловажную роль в процессах обогащения россыпей, сформирован-
ных иными агентами переноса.
53
Избирательно перемещая и выдувая мелкие и легкие частицы,
ветер производит сокращение объема наносов, увеличивая концентрацию
в них тяжелых и крупных частиц. При длительной переработке ветром
на месте первично убогих россыпных месторождений могут возникнуть
богатые остаточные россыпи, в которых содержание полезных компо-
нентов может в десятки раз превышать первоначальное. Хорошим
примером таких россыпей могут служить известные алмазные россыпи
Юго-Западной Африки, возникшие >в процессе эоловой переработки
гравийно-щебневых наносов «сухих» рек. Подобные же остаточные кон-
центрации меньшего масштаба часто отмечаются в зонах песчаных и
каменистых пустынь, где поверхностный слой развеваемых песков и
пород нередко обогащен крупными тяжелыми частицами. Такие же
образования, иногда имеющие характер скоплений природного шлиха,
возникают и при эоловой переработке пляжевых песков в зонах мор-
ских побережий.
Перенос льдом. Движущийся лед в виде материковых и гор-
ных ледников, как известно, является одним из наиболее мощных
агентов механического разрушения горных пород и переноса обломоч-
ного материала.
По своей транспортирующей способности лед занимает совершенно
особое место среди всех известных агентов переноса. Суммарный объем
перемещаемого ледниками материала иногда намного превышает объем
самого льда, и в отдельных участках движущийся ледник нередко
представляет собой своеобразный конгломерат, где лед лишь цемен-
тирует массу обломочного материала.
Особенность процесса ледниковой транспортировки состоит в том,
что почти вся масса обломочного материала, независимо от размера
отдельных обломков, переносится во взвешенном состоянии в виде вклю-
ченных в лед внутренней, боковой или срединной морен.
При таком способе переноса обломочный материал почти не
подвергается сортировке, и признаки последней, а также какие-либо
следы слоистости в отложениях конечных и основной морен, как пра-
вило, отсутствуют. Наоборот, механизм движения ледников скорее
способствует полному перемешиванию обломочных масс и уничтоже-
нию всякой сортировки материала, даже если последняя и существо-
вала первоначально.
Основные процесссы изменения состава обломочного материала при
переносе его движущимся льдом сводятся к механическому измельче-
нию и истиранию этого материала. Такое истирание, однако, имеет
место лишь для относительно крупных обломков, но почти не затраги-
вает частиц тонких песчаной и алевролитовой фракций, непрерывно
пополняющихся в процессе дробления более крупных обломков гор-
ных пород, разрушаемых на пути движения ледника.
Весьма замедленно в ледниковой обстановке протекают и про-
цессы химического выветривания обломочного материала.
Таким образом, условия переноса обломочного материала льдом
и сами 'вещественные результаты этого процесса резко отличны от
рассмотренных выше форм и условий транспортировки обломочного
материала. При переносе обломочного материала движущимся льдом
почти не происходит дифференциации транспортируемого материала по
размерам, удельному весу, геометрическим формам и даже по абразив-
ной прочности частиц. Концентрации устойчивых и тяжелых обломочных
компонентов при этом способе переноса не происходит, и россыпные
месторождения среди собственно ледниковых отложений не форми-
руются. Они возникают лишь при переработке моренных накоплений
текучими водами, формирующими другие типы отложений ледникового
комплекса.
54
Наблюдения в некоторых районах, входивших в область послед-
него покровного оледенения, показали, что концентрация тяжелых
минералов в флювиогляциальных отложениях оказывается иногда в де-
сятки раз более высокой, чем в питающей их основной морене. Эта
концентрация прогрессивно возрастала при каждом новом цикле пере-
мыва наносов и достигает максимума в современных речных и озерных
отложениях, формирующихся за счет материала флювиогляциальных
галечных песков. В подобных условиях за счет собственно ледниковых
отложений могли возникнуть достаточно крупные и богатые россыпи.
* ¥
*
Изменения состава и свойств обломочного материала, происходя-
щие при его транспортировке и отложении в той или иной обстановке,
в конечом итоге сводятся к сортировке переносимого материала по
размерам и весу обломков, к селективному сносу легких частиц и по-
следовательному выпадению на путях миграции неустойчивых в усло-
виях переноса минеральных компонентов. Эти процессы приводят
к глубокой дифференциации обломочного материала и накоплению
среди остаточных его продуктов наиболее устойчивых и тяжелых мине-
ральных частиц.
Указанные процессы с наибольшей интенсивностью и полнотой
совершаются в условиях водной среды переноса, особенно в обста-
новке бассейнов, которая представляется наиболее благоприятной для
формирования россыпей. Сравнительно небольшая распространенность
россыпей ряда полезных ископаемых среди прибрежных морских и
озерных отложений обусловлена не какими-либо специфическими осо-
бенностями их образования, не способствующими концентрации редких
и тяжелых обломочных минеральных частиц, а тем обстоятельством,
что основная масса таких минералов выпадает из сферы переноса на
ранних стадиях транспортировки, образуя речные россыпи, и лишь
небольшая часть их доститает морских побережий. Этим же в значи-
тельной мере обусловлена и редкость эоловых россыпей, формирование
которых обычно происходит за счет обломочного материала, значи-
тельно обедненного тяжелыми компонентами. Обстановки переноса вре-
менными потоками и движущимся льдом в общем неблагоприятны
для проявления процессов дифференциации обломочного материала и
формирования россыпей.
В целом, в процессе транспортировки обломочного материала про-
исходит естественный отбор его компонентов по признаку химической
и механической стойкости частиц, приводящий к последовательному
упрощению минерального состава осадков. Чем более длительной и
сложной является история транспортировки обломочного материала от
областей его возникновения до места отложения, чем больше циклов
перемыва и переноса претерпел материал, тем более простыми по мине-
ральному составу являются сами обломочные отложения и заключен
ные среди них россыпи. История формирования россыпей, таким обра-
зом, запечатлена не только в их геологическом строении и фациальных
признаках отложений, но в равной мере и в минералогическом составе
россыпей.
Отсюда следует тот вывод, что вещественный состав россыпей,
помимо прочих факторов, определяется также положением эпохи их
формирования в общей истории развития денудационно-седиментацион-
ных циклов. Россыпи, формирующиеся в зрелые стадии этих циклов,
в обстановке относительного тектонического покоя, в условиях выров-
ненного рельефа и длительного переноса обломочного материала до
места его отложения, будут характеризоваться наиболее простым мине
ральным составом.
ГЛАВА IV
ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
РОССЫПЕЙ
Сформированные в определенных фациальных обстановках россыпи
так же, как и заключающие их обломочные отложения, в дальнейшем
подвергаются тем или иным эпигенетическим преобразованиям. Послед-
ние не только изменяют текстурные особенности и структуру осадков,
но нередко существенно отражаются и на их минералогическом составе.
Этот процесс происходит в течение всех этапов эпигенеза отложений,
начиная от ранних стадий диагенеза — превращения осадка в породу
и кончая тектоническими деформациями и метаморфизмом, проявляю-
щимся во многих древних обломочных толщах. В ранние стадии
эпигенеза эти явления часто носят прогрессивный характер, т. е. имеют
в основном то же направление, что и предшествовавшие им процессы
изменения обломочного материала при его переносе и формировании
осадков. В поздние стадии эпигенеза, и особенно при метаморфизме
обломочных пород, процессы их изменения обычно приобретают регрес-
сивное направление и в конечном счете приводят к усложнению мине-
рального состава отложений и к реставрации некоторых ранее разру-
шенных минеральных видов.
В стадии диагенеза процессы изменения материала обломочных
отложений могут иметь различный характер в зависимости от многих
факторов и в первую очередь от длительности пребывания осадков
в обстановке, близкой к условиям их формирования.
При длительном сохранении этих условий обломочные толщи,
частью оказывающиеся погребенными под другими отложениями,
обычно эволюционируют в направлении литификации осадков и превра-
щения их в прочную породу. Этот процесс выражается в дегидратации
осадков, их цементации, частичной рекристаллизации тонкого обломоч-
ного материала, раскристаллизации осадочных гелей, выпадении из
поровых растворов различных минеральных солей и других компонен-
тов, образующих цемент обломочных пород. Такие процессы часто про-
текают в условиях материального обмена между отдельными участками
осадочной толщи или даже смежных толщ и пластов, совершающегося
при помощи внутрипластовых вод и поровых растворов. При диагенезе
наземных обломочных накоплений, например речных или пролювиаль-
ных россыпей, важными агентами миграции вещества являются филь-
трующиеся грунтовые воды.
В результате всех этих процессов — раскристаллизации тонкого
обломочного материала, сингенетических коллоидов и солей, а также
в результате химических реакций, вызываемых миграцией вещества
в растворах, — возникает ряд минеральных новообразований. В каче-
стве таковых в начальную стадию диагенеза в определенных обстанов-
ках могут образовываться сульфиды (пирит, марказит, реже галенит),
56
анкерит, сидерит, доломит, родохрозит, апатит (фосфорит), железистые
хлориты, гидрогётит, барит, целестин, флюорит, пиролюзит, а также
вторичные кварц, халцедон, опал, кальцит, гипс и некоторые другие
минералы легкой фракции осадочных пород.
Более глубокие диагенетические преобразования, протекающие
обычно уже в сцементированных породах, приводят к возникновению
некоторых более редких минералов, иногда встречающихся и в самих
россыпях в качестве обломочных компонентов. При этом нередко про-
исходит регенерация обломочных и иногда хорошо окатанных зерен
тех или иных минералов, нарастание на них материала того же состава
в виде правильных гомоосевых оболочек или же в виде более сложных
скульптур регенерации. Такие новообразования и формы регенерации,
возникающие в процессе диагенеза обломочных осадков, в настоящее
время известны для многих минералов1. Здесь могут быть названы
аутигенные: медь, рутил, анатаз, брукит, гематит, магнетит, гётит,
диаспор; формы регенерации обломочных зерен золота, турмалина,
кальциевых и железистых гранатов, клиноцоизита, сфена; новообразо-
вания кислых плагиоклазов, калиевого полевого шпата, цеолитов, гидро-
слюд и др.
Новообразованные минералы обычно имеют несколько иные свой-
ства, окраску, прозрачность, показатели преломления, содержание и
характер внутренних включений и т. д., а иногда и иной химический
состав по сравнению с обломочными зернами тех же минералов, благо-
даря чему обе эти генерации легко отличимы друг от друга.
По существу то же направление процессы изменения обломочных
пород имеют и в конечные этапы эпигенеза — при метаморфизме пород.
В условиях глубокого метаморфизма явления регенерации, перекристал-
лизации, а иногда и химического изменения с образованием новых мине-
ральных видов отмечаются для подавляющего большинства минералов,
встречавшихся в россыпях.
Эта стадия изменения часто устанавливается в ископаемых россы-
пях, подвергшихся вместе с вмещающими их осадочными породами
процессам регионального метаморфизма. Метаморфизованные россыпи
обычно заметно отличаются от исходных осадков более сложным мине-
ралогическим составом и обилием минеральных новообразований.
Совершенно иной характер процессы эпигенетического изменения
россыпей приобретают в тех случаях, когда последние оказываются
выведенными на земную поверхность и попадают в обстановку вывет-
ривания и денудации. Такие условия характерны для большинства
террасовых отложений, речных и бассейновых, залегающих на той
или иной высоте над урезом рек, озер или морей. В этих случаях
обломочные отложения вовлекаются в процессы сползания рыхлых масс
вниз по уклону местности, частично или полностью утрачивают слоис-
тость и подвергаются химическому выветриванию, продолжающему ту
работу отбора материала по степени химической стойкости минераль-
ных частиц, которая имела место в период формирования, переноса и
отложенйя обломочного материала.
Насколько интенсивно совершаются эти процессы, показывает при-
мер древних аллювиальных отложений ряда районов, особенно тер-
ритории западного склона Среднего Урала. Здесь, в бассейнах рек
Чусовой, Косьвы, Вишеры и других левых притоков р. Камы, галеч-
ники дочетвертичных террас, залегающие на высотах до 140—160 м
над современными руслами рек, повсеместно подверглись глубокому
химическому выветриванию. Последнее коренным образом преобразо-
1 Одна из первых сводок по аутигенным минералам осадочных пород принадле-
жит И. А. Преображенскому (1941); более полные и новые данные можно найти в не-
давно опубликованном сборнике «О вторичных изменениях осадочных пород» (Тр
ГИН АН СССР, № 5, 1956)
57
вала аллювии домиоценовои и миоценовой террас, нацело уничтожив
гальку неустойчивых в условиях выветривания пород и превратив
древние аллювиальные отложения в глинистые каолинизированные
кварцевые галечники, местами обогащенные скоплениями вторичных
лимонита, гематита и пиролюзита.
На аллювии более молодых террас, вплоть до нижнечетвертичных,
а местами и среднечетвертичных, химическое выветривание отразилось
значительно меньше. Эти отложения являются полимиктовыми, хотя и
несут явные признаки выветривания, полностью исчезающие в галеч
никах верхнечетвертичных террас
Рис 10 Содержание неустойчивых
минералов в шлихах из аллювиаль
чых отложений различного возраста
рек Чусовой и Койвы
и современных долинных отложениях.
Влияние эпигенетических про-
цессов выветривания на минераль
ный состав россыпей различного
возраста в рассматриваемом приме
ре выступает наиболее отчетливо
По направлению от современных
русловых галечников к отложениям
древних третичных террас в долинах
елся последовательное сокращение
и затем исчезновение из россыпей
оливина, пироксенов, эпидота, рого-
вой обманки, граната и других не-
устойчивых в обстановке химическо-
го выветривания компонентов и
столь же закономерное увеличение
содержания в шлихах циркона, ру-
тила, анатаза, ильменита, хромшпи
нелида, лимонита и других хими-
чески стойких минералов (рис. 10)
Процессы химического выветри
вания не только упрощают вещест-
венный состав обломочных отложе-
нии, существенно изменяя (сокра-
щая) минеральный спектр россыпей,
но иногда оказывают также и кон
структивное влияние на их состав, обусловливая возникновение новых
минеральных видов В рассмотренном выше примере древних уральских
россыпей к таким новообразованиям относятся основная масса присут-
ствующих в россыпях красного и бурого железняков, а также вад и
пиролюзит, конкреции и рыхлые скопления которых приурочены к при
плотиковым участкам выветрелых галечниковых покровов. В качестве
новообразований появляются здесь и иголочки рутила, мельчайшие
дипирамидальные кристаллы анатаза, возникшие в процессе разложе-
ния титансодержащих силикатов, а та^же вторичные фосфаты типа
конинкита и коллофана, образующиеся за счет разложения апатита
В составе связующей массы древних галечников в процессе химического
выветривания возникли каолин, галлуазит, монтмориллонит, бейделлит,
нонтронит, опал, халцедон, дисперсные окислы и гидроокислы железа
и ряд других минералов
ГЛАВА V
ТИПЫ РОССЫПЕЙ
В зависимости от характера агентов денудации, с деятельностью
которых связано формирование осадочных толщ, заключающих рос
сыпи, последние подразделяются на пять больших генетических групп
или формаций
Первую группу образуют элювиальные, делювиальные и коллю
виальные россыпи, формирование которых происходило в основном
под влиянием выветривания и гравитационных сил и без существенного
участия каких-либо иных атентов денудации
Вторую, наиболее важную в промышленном отношении группу
составляют аллювиальные россыпи, размещенные среди речных наносов
различных типов и возраста Наиболее распространены здесь русло
вые и пойменные россыпи, приуроченные к современным наносам реч
ных долин Меньшей распространенностью пользуются террасовые рос
сыпи, залегающие среди древних аллювиальных отложении, сохранив
шихся на различных высотах над руслами рек в виде галечного
покрова террас Наконец, к этой же группе относятся ложковые и
пролювиальные россыпи, условия формирования которых характери
зуются некоторыми специфическими особенностями
Третью группу образуют россыпи морские и озерные, приуроченные
s. отложениям современных побережий бассейнов или к их отложениям
расположенным на более высоких уровнях - озерным или морским
террасам
Россыпи речных дельт по условиям образования занимают как бы
промежуточное положение между морскими (или озерными) и аллю
виальными россыпями Однако по своему характеру дельтовые россыпи
все же наиболее близки к прибрежно морским россыпям, что и позво
ляет рассматривать их совместно с последними
Указанные три генетические группы россыпей являются наиболее
распространенными и охватывают подавляющее большинство промыш-
ленно ценных россыпных месторождении К ним присоединяются еще
тде группы — россыпи ледниковые и эоловые, имеющие несравненно
меньшее практическое значение
Мы ограничимся здесь краткой характеристикой наиболее важных
особенностей отдельных типов россыпей, относящихся к названным
[енетическим группам Более детальное рассмотрение некоторых из них
можно наити в руководствах по геологии россыпей (Билибин, 1955,
Шаманский, 1931) и методам поисков, разведки и разработки россып
ных месторождений (Реиборн и Мильнер, 1933, Рожков, 1957 и др )
а также в нелоторых специальных работах и региональных геологиче
ских обзорах (Beetz, 1930, Reuning, 1931, Kaiser, 1926)
Элювиальные, делювиальные и коллювиальные россыпи. Россыпи
этой i руппы формируются на небольшом удалении от источников об
59
ломочного материала, а иногда и в непосредственной близости к мате-
ринским породам. Процессы сортировки обломочного материала по
массе, удельному весу, механической прочности и форме частиц не
играют существенной роли при их образовании, в связи с чем веще-
ственный состав и морфология минеральных зерен в россыпях этой
группы обычно сохраняют те же черты, что и в материнских породах
или месторождениях. Это в особенности касается элювиальных россы-
пей, формирующихся в качестве остаточных продуктов выветривания
непосредственно на выходах тех или иных пород.
Контуры элювиальных россыпей в общем совпадают
с очертаниями коренных месторождений или пород, подвергающихся
разрушению, в связи с чем и общий минеральный состав россыпей
обычно близко соответствует составу исходных пород. Соизмеримыми
часто оказываются и общие содержания отдельных минералов в корен-
ных месторождениях и в россыпях, хотя в последних, в зависимости
от конкретных условий формирования элювия, могут возникать значи-
тельно более высокие местные концентрации полезного ископаемого,
приуроченные к отдельным участкам элювиального покрова. Например,
в золотых и платиновых элювиальных россыпях, размещенных в массе
глинистого элювия, почти весь металл может быть сконцентрирован
в самом нижнем слое элювиального покрова.
Сам по себе процесс образования элювия, заключающийся в основ-
ном в дезинтеграции пород, высвобождении минеральных зерен и их
измельчении, не способствует возникновению в россыпях высоких кон-
центраций тех или иных полезных ископаемых. Существенное обога-
щение ими может происходить лишь в результате последующего со-
кращения рыхлой массы элювия; в процессах выщелачивания солей
и вымывания атмосферными водами тонких и легких частиц, выдувания
их ветром. В этих случаях за счет убогих по содержанию полезного
ископаемого элювиальных накоплений могут возникать достаточно бога-
тые и крупные россыпные месторождения. Примерами их могут служить
богатые остаточные россыпи золота, известные во многих странах, или
же знаменитые элювиальные россыпи алмаза в Южной Африке, бад-
делеитовые россыпи Бразилии, касситерито-колумбитовые россыпи Се-
верной Нигерии, касситеритовые россыпи Малайи, Индонезии, Забай-
калья и ряда других территорий.
Степень обогащения элювиальных россыпей зависит также от
соотношения скорости выветривания породы коренного месторождения
и вмещающих его пород. В случае меньшей устойчивости первой на
выходе ее возникает депрессия — углубление, в котором и концен-
трируется вся масса высвобождаемого при разрушении породы полез-
ного ископаемого (рис. 11, А). При большей стойкости материнской
породы выход последней будет отпрепарирован процессами выветри-
вания, образуя возвышение среди вмещающих менее устойчивых пород.
Продукты разрушения породы будут проектироваться на большей пло-
щади, смешиваться с элювием вмещающих пород и в конечном итоге
разубоживаться (рис. И, Б).
Примером элювиальных россыпей, образующихся при благоприят-
ном соотношении устойчивости пород коренного месторождения и вме-
щающих его пород, могут служить россыпи алмазов Юго-Восточной
Африки (Танганьика), где на выходах некоторых разрушенных вы-
ветриванием кимберлитовых труб возникли необычайно богатые алма-
зами (рыхлые или сцементированные, типа фангломератов) остаточные
щебнево-глинистые накопления (рис. 12).
Делювиальные россыпи приурочены к толщам щебнисто-
глинистых, дресвяных, глыбовых и других рыхлых накоплений, форми-
рующихся на склонах возвышенностей и находящихся в состоянии
медленного (векового) гравитационного смещения вниз по уклону мест-
60
пости. Они формируются на некотором удалении от коренного место-
рождения, но в течение всего периода своего формирования не утра-
чивают связи с источником питания, влияние которого, однако, ослабе-
вает по мере продвижения фронта делювиального шлейфа. Вследствие
этого содержание полезного ископаемого в делювиальных россыпях
в среднем обычно значительно меньше, чем в элювиальных, и посте-
пенно, хотя зачастую и неправильно, снижается с удалением от его
источника.
Степень обогащения делювиальных россыпей зависит не только от
размеров коренного месторождения, величины и мощности делювиаль-
ного покрова, но, как указал Ю. А. Билибин, и от ориентировки место-
рождения относительно поверхности склона. При одних и тех же раз-
мерах и составе рудных тел и более бога-
тые россыпи будут формироваться за счет
тех из них, которые простираются вдоль
склона, тогда как в случае поперечной
Рис. И. Благоприятное (Л)
и неблагоприятное (5) для
возникновения обогащенных
элювиальных россыпей со-
отношения устойчивости по-
род рудного тела (В и бо-
ковых пород (2)
Рис. 12. Элювиальная россыпь трубки «Мабука»
(Юго-Восточная Африка, Танганьика, по W. Beetz,
1930)
1 — серицитовые сланцы; 2 — кимберлит; 3 — остаточный
слой, обогащенный алмазами; 4 — обызвестковленный
элювий; 5 — фангломерат; 6 — почвенный покров
ориентировки тела полезный материал будет распределяться на боль-
шей площади делювиального покрова и может оказаться разубожен-
ным (рис. 13).
Особенности перемещения делювиального покрова не благоприят-
ствуют возникновению в нем каких-либо горизонтов, обогащенных
полезными ископаемыми, и последние обычно равномерно или беспо-
рядочно распределены в толще делювия. Исключение составляют лишь
так называемые «поддерниковые» россыпи золота и платины, где круп-
ные частицы металла концентрируются в самом нижнем горизонте
делювия, иногда глубоко проникая в трещины коренных пород. Неко-
торое обогащение тяжелыми минералами иногда отмечается и в так
называемых деллях — плоских ложбинах, по которым происходит наи-
более интенсивное перемещение делювия. Такие ложбины сноса стяги-
вают к себе рыхлый материал с близлежащих частей склона, и при
благоприятных условиях здесь может происходить как бы фильтрация
делювия, извлечение из него и задержка наиболее тяжелых минераль-
ных частиц, образующих в подошве делювиального покрова струепо-
добные обогащенные участки.
Важным отличием делювиальных россыпей от элювиальных яв-
ляется значительно меньшее содержание в первых выветрелых обломков
пород или минеральных зерен, быстро разрушающихся в процессе дви-
жения делювия. По этой же причине делювиальные россыпи иногда
существенно отличаются как по своему составу, так и по морфологии
обломочных частиц от элювиальных россыпей и коренных месторож-
61
Рис. 13. Благоприятное (Л) и не-
благоприятное (5) для возникно-
вения делювиальных россыпей
расположение рудного тела отно-
сительно поверхности склона (по
Ю. А. Билибину, 1955)
дений. Характерно резкое уменьшение содержания в них абразивно
непрочных минералов, отдельные зерна которых нередко обнаруживают
признаки интенсивного истирания. Наглядными примерами этому могут
служить уже упоминавшиеся делювиальные россыпи вольфрамита, анти-
монита, киновари и ряда других, легко разрушающихся при переносе
минералов.
Коллювиальные россыпи размещаются в фронтальных
частях делювиальных покровов,
сползших в понижения рельефа
(обычно — в прибортовые участки
речных долин) и здесь прекратив-
ших свое движение.
Они характеризуются в основ-
ном теми же особенностями, что и
россыпи делювиальные, с той лишь
разницей, что распределение тяже-
лого материала в коллювиальных
россыпях нередко оказывается по-
слойным (в соответствии с ярусным
строением коллювия), отображаю
щим стадийность развития делюви-
альных покровов. Вторым отличием
является повышенное содержание в
коллювиальных россыпях минераль-
ных зерен и обломков пород, затро-
нутых процессами выветривания,
происходящими часто in situ, в са-
мой толще коллювия. Концентрация
полезных компонентов в коллюви-
альных россыпях в общем ниже, чем
в делювиальных, и промышленных
месторождений россыпи этого типа,
как правило, не представляют.
Аллювиальные россыпи. В этой
наиболее распространенной и важ-
ной в промышленном отношении
группе россыпей основными генетическими типами являются русловые
и поименные (долинные) россыпи. Все остальные известные здесь типы
россыпей представляются либо возрастными или морфологическими
производными этих двух, либо их фациальными вариететами.
Русловые россыпи приурочены к современным руслам рек.
Чаще всего они формируются на отрезках, располагающихся непо-
средственно ниже тех или иных перегибов в продольном профиле
русла, ниже порогов, крупных перекатов, в участках расширения до-
лин, а также выше всякого рода препятствий, мест впадения круп-
ных притоков и в других участках местного снижения скорости по-
токов.
Наиболее характерной и общей особенностью русловых россыпей
является их подвижность, обусловленная процессами постоянного пере-
мещения и переотложения речных наносов. Это, выражаясь фигурально,
«живущие» россыпи, непрерывно преобразуемые в соответствии с из-
менением режима потоков и в общем медленно перемещаемые вниз
по долинам рек.
В зависимости от фациальной обстановки формирования аллювия,
среди русловых россыпей можно выделить два подтипа: 1) россыпи
собственно русловые (пристрежневой фации), приуроченные к отло-
жениям постоянно действующего, включая меженный период, живого
русла рек, 2) россыпи косовые (фации прирусловых отмелей), фор-
62
млрующиеся лишь при высоком уровне вод. В том и другом подтипах
выделяется ряд разновидностей, отражающих конкретные микрофаци-
альные условия формирования наносов.
Для собственно русловых россыпей, среди которых выделяют от-
ложения микрофаций плёсов (перлювиальные) и микрофаций при-
стрежневой зоны (в том числе и россыпи перекатов), характерны
струеподобное распределение тяжелых минералов и невыдержанность
их содержания, обусловлены изменчивым режимом отложения обло-
мочного материала.
Относительная ширина обогащенных участков и степень их обособ-
ленности от вмещающей толщи наносов в первую очередь определяется
разницей в удельных весах полезных компонентов россыпей и наиболее
распространенных составных частей аллювия. Чем более значительна
эта разница, тем более узкими и четко ограниченными являются про-
дуктивные струи, и, наоборот, чем меньше удельный вес полезного
минерала, тем менее определенными становятся границы обогащенных
им участков.
Для некоторых, наиболее распространенных в россыпях полезных
ископаемых степень пространственной обособленности обогащенных
участков в собственно русловых россыпях возрастает в такой последо-
вательности: алмаз, рутил и ильменит; циркон, монацит и пирохлор;
хромшпинелиды и магнетит; шеелит, вольфрамит, колумбит и касси-
терит; золото, осмистый иридий и платина.
Характер распределения полезного ископаемого в вертикальном
разрезе по мощности слоя руслового наноса в общем подчиняется
той же последовательности. Наиболее тяжелые минералы преимущест-
венно концентрируются в нижнем горизонте руслового наноса, близ
его постели, минералы с меньшим удельным весом распределяются бо-
лее равномерно во всей толще русловых наносов.
Степень обогащения русловых россыпей полезными ископаемыми
при прочих равных условиях зависит также и от микрорельефа и
литологических свойств коренного ложа, на котором формируются рос-
сыпи. Как показал опыт разведок, отработки и изучения многочислен-
ных русловых россыпей алмазов, золота и платины, а также некоторых
других минералов, наибольшее непосредственное влияние на распре-
деление полезных компонентов в русловых отложениях, а также регио-
нальное влияние на характер россыпей, формирующихся в том или
ином районе, оказывают толщи сланцев, карбонатных пород и вулка-
ногенно-осадочных образований.
Пересекая толщи легко размывающихся глинистых сланцев и фил-
литов, долины рек обычно расширяются, уклоны их выполаживаются,
что благоприятствует накоплению аллювия. Продуктом выветривания
сланцев является непластичный илистый материал, обладающий малой
связующей способностью. Вследствие этого аллювиальные отложения,
формирующиеся в районах распространения сланцев, обычно оказы-
ваются слабо сцементированными, легко подвергающимися размыву
и перемещению. Процессы размыва и переотложения обломочных ча-
стиц в паводковые периоды нередко распространяются на всю толщу
аллювия, что весьма благоприятствует осаждению тяжелых минераль-
ных зерен непосредственно на коренном ложе реки. Концентрации их
здесь способствуют и текстурные особенности сланцев, особенно в тех
случаях, когда последние простираются поперек речной долины и
имеют крутое падение пластов. В этих случаях в отдельных участках
коренного ложа возникают природные трафареты (так называемые
«ребровик», или «щетка»), задерживающие перемещаемые по дну тяже-
лые частицы и в конечном итоге обусловливающие возникновение
богатой «пластовой» россыпи. При этом наиболее тяжелые минераль-
63
ные частицы (особенно золота и платины) глубоко проникают по
трещинам между плитками сланцев вследствие чего основная масса
металла нередко концентрируется именно в этой верхней части корен-
ного ложа реки.
Как указал Ю. А. Билибин (1955), концентрация металла на
сланцевом плотике во многом зависит и от конкретных соотношений
между направлением течения потока и элементами залегания сланцев.
Наиболее благоприятны случаи вертикального залегания сланцев, или
крутого падения их в направлении течения реки (рис. 14); неблаго-
приятно горизонтальное залегание толщ или падение сланцев против
течения потока.
Особенностью русловых отложений в районах распространения
карбонатных пород является повышенное содержание в них глинистого
материала, прочно цементирующего галечные наносы. Вследствие этого
русловые россыпи, формирующиеся в таких районах, менее чувстви-
тельны к сезонным изменениям режима рек, менее подвижны и с тру-
дом поддаются размыву, даже при значительных смещениях русла.
Рис. 14 Благоприятное (а, б) и неблагоприят-
ное (в) для формирования русловых гюссыпеи
соотношение между элементами залегания слан-
цев и направлением потока
Другая их особенность состоит в том, что поступающий с бортов долин
обломочный материал местного происхождения вследствие нестойкости
карбонатных пород быстро выщелачивается и разрушается, не оказывая
существенного влияния на состав аллювия и не вызывая разубожива-
ния россыпей.
Выщелачивание и растворение карбонатных пород приводит к воз-
никновению на поверхности коренного ложа реки многочисленных не-
ровностей, мелких и крупных карстовых углублений, оказывающих
весьма существенное влияние на распределение тяжелых минералов
в русловом наносе. Мелкие воронки и впадины играют роль ловушек,
концентрирующих тяжелые компоненты аллювия и обусловливающих
крайне неравномерное, гнездовое распределение в россыпях полезного
ископаемого. Примером таких россыпей являются так называемые «кор-
чажные». или «кустовые», золотоносные россыпи, где основная масса
металла часто сосредоточена в неглубоких западинах плотика (рис. 15).
В процессе развития карстовых углублений последние непрерывно
заполняются аллювием, вследствие чего в крупных воронках мощность
галечников может быть весьма значительной, нередко в десятки раз
превышая нормальную мощность руслового наноса. В таких ворон-
ках, переходящих на глубине в узкие карстовые полости и трещины,
россыпной материал может глубоко проникать в коренные породы.
Следует отметить, что крупные карстовые воронки чаще всего не благо-
приятны для концентрации тяжелых компонентов аллювия, поскольку
заполнение их обычно происходит беспорядочно, без какой-либо сорти-
ровки материала и преимущественного сноса легких обломочных ча-
стиц. Лишь при весьма медленном развитии карста, протекающем
одновременно с углублением долины, подобные воронки могут слу-
жить местами концентрации тяжелых минералов и формирования
богатых россыпей. Такие россыпи известны, например, на западном
склоне Среднего Урала, где местами на участках развития глубокого
64
карста обнаружены погребенные россыпи золота и платины, приурочен-
ные к древним аллювиальным и озерно-аллювиальным отложениям.
Карстовые формы весьма существенно отражаются на режиме
потоков, обусловливая возникновение сухих отрезков русел, занимае-
мых водотоком лишь во время паводков. Для подобных участков ха-
рактерна малая мощность аллювиальных отложений, местами даже не
покрывающих коренного ложа, преобладание грубого валунного и га-
лечного материала, иногда резкая обогащенность наносов шлихом.
Рис. 15. Схематический разрез корчажной россыпи
(по Ю. А. Билибину, 1955)
1 — известняк; 2 — пески; 3 — торфа
Формирование россыпей на таких участках
в паводки при наибольшей скорости течения
отложения этих участков русла представляют
зования перлювиальной фации.
К косовым россыпям относятся россыпи,
ниям фации прирусловых отмелей, частично
осушаемым в межень. Здесь можно различать
собственно косовые россыпи, формирующиеся
у намывных берегов в речных излучинах, рос-
сыпи осередков (внутрирусловых мелей), рос-
сыпи галечных шлейфов, причлененных к ост-
ровам и россыпи проток (рис. 16). Все эти
россыпи приурочены к наносам, перемещае-
мым преимущественно в высокую воду путем
сальтационного движения частиц, переноса
их во взвешенном состоянии, а также в ви-
де движущихся подводных гряд. Из всех из-
вестных типов русловых отложений они наи-
более подвержены размыву, легко перефор-
мировываются и нередко в течение одного
паводка смещаются вниз по течению на зна-
чительные расстояния. От россыпей пристреж-
невой фации косовые россыпи отличаются в
общем менее грубым гранулометрическим со-
ставом отложений.
Содержание и характер распределения по-
русел происходит лишь
и по своему характеру
собой по существу обра-
приуроченные к отложе-
Рис. 16. Россыпи фации
прирусловых отмелей
лезных компонентов в разных по составу косо-
вых россыпях различны. Для золота и плати-
ны косовые россыпи обычно значительно менее
богаты в сравнении с собственно русловыми
('«пластовыми») россыпями. Тонкочешуйчатый
металл в толще косовых наносов распреде-
/ — косы; 2 — осередки; 3 —
галечные шлейфы, прич те-
ненные к островам; 4— от-
ложения проток; 5 — пойма
ляется неравномерно, сосредоточен преимущественно в верхнем ее слое
и концентрируется здесь в виде тончайших линзочек, перемежающихся
5 А. А. Кухаренко
65
Рис. 17. Схематический
разрез пойменных рос-
сыпей
1 — плотик, 2 — пески; 3 —
торфа, 4 — илы, 5 — почвен-
ный покров
с участками «пустого» аллювия. Также в основном распределяются в
косах пластинчатые зерна и других тяжелых минералов.
Распределение минеральных зерен, не имеющих пластинчатой
формы, в толще наноса подчинено иной закономерности. Наиболее
обогащенными тяжелой фракцией в этих случаях обычно оказываются
головные части кос и края их, обращенные к руслу. Обогащение этих
участков обусловлено смыванием легких песчаных частиц при спаде
высоких вод, причем этот процесс иногда приводит к образованию
в самой головке косы тонкой каемки естественного шлиха.
В остальных участках косы зерна тяжелых минералов распреде-
ляются в общем равномерно как в плане,
так и по вертикали, причем содержание их
в целом убывает по направлению к хвосто-
вой (нижней по течению) части россыпи.
Для минералов среднего удельного веса
таких, как алмаз, монацит, циркон, отчасти
касситерит, среди «особых россыпей извест-
ны крупные месторождения, не уступающие
по содержанию полезного ископаемого соб-
ственно русловым россыпям.
Долинные россыпи пользуются
широким распространением и являются наи-
более важной в экономическом отношении
категорией речных россыпей. Они не связа-
ны с современными руслами рек, но приуро-
чены к аллювиальным отложениям речных
пойм, т. е. представляют собой древние рус-
ловые россыпи, сформированные в период
блуждания русла в пределах долины.
Для долинных россыпей характерен так
называемый нормальный разрез, отобража-
ющий отдельные стадии миграции русла и
формирования поймы. Снизу вверх здесь
обычно выделяются следующие четыре го-
ризонта (рис. 17); для некоторых из них в
литературе удержались названия, бытую-
щие у старателей.
1. «Плотик» — коренные породы, под-
стилающие аллювиальные наносы.
2. «Пески» — валунно-галечные отложе-
ния, содержащие в качестве связующей массы ту или иную примесь
песчаного и глинистого материала. Наиболее грубый обломочный мате-
риал приурочен к подошве слоя. Здесь же концентрируется основная
масса тяжелых минеральных частиц, образуя так называемый «пласт».
В долинных золото-платиновых россыпях здесь сосредоточен почти
весь металл, нередко проникающий по трещинам и в породы плотика.
В россыпях менее тяжелых минералов зерна последних распределяются
в слое «песков» более равномерно.
По условиям образования «пески» отвечают отложениям последо-
вательно сменявших друг друга фаций плёсов и пристрежневой зоны.
3. «Торфа» — песчано-галечный нанос, обедненный тяжелыми ми-
нералами. Граница между этим и подстилающим горизонтом обычно не
резкая, четкость ее определяется в основном удельным весом и круп-
ностью зерен полезного ископаемого. Для минералов сравнительно не-
большого удельного веса (алмаз, циркон, рутил и др.), относительно
равномерно распределяющихся в аллювиальном наносе, граница между
«песками» и «торфами» иногда может быть проведена лишь условно.
66
По обстановке накопления осадков горизонт «торфов» отвечает
главным образом отложениям фации прирусловых отмелей.
4. «Илы», или «нанос», — песчаные и песчано-глинистые отложе-
ния, содержащие ту или иную примесь гравийно-галечного материала и
в верхней части обычно переходящие в почвенный покров. Эти отло-
жения отвечают пойменной стадии формирования аллювия, когда на-
ращивание толщи происходит в основном за счет тонкого обломочного
материала, отлагаемого паводковыми водами за пределами постоянно
действующего русла.
В отношении литологической характеристики долинных отложений
приведенный разрез является лишь приближенной схемой. Реальный
состав их зависит от характера речных артерий и от стадии развития
долин. Для горных рек, переживающих стадию энергичного углубле-
ния долин, весь разрез пойменных россыпей может быть представлен
грубыми валунно-галечными наносами; напротив, в долинах равнинных
рек, находящихся в стадии зрелости, преобладающим типом долинных
отложений могут оказаться алеврито-песчаные или гравийно-песчаные,
целиком слагающие толщу пойменного наноса.
Однако во всех случаях наиболее грубый гранулометрический со-
став имеют приплотиковые горизонты аллювия.
Нормальная мощность долинных россыпей определяется как раз-
ность между наибольшей глубиной плёсов и наивысшим уровнем павод-
ковых вод. В некоторых случаях, однако, мощность долинных отложе-
ний намного превышает нормальную. Это связано либо с местными
опусканиями отдельных частей речных бассейнов, либо с поднятиями,
затронувшими только их верховья или же обусловлено заполнением
долины наносами вследствие подпруживания русел какими-либо пре-
пятствиями. Во всех этих случаях могут формироваться так называе-
мые сложные россыпи, заключающие несколько горизонтов продук-
тивных «песков». Возможные причины и условия образования подобных
россыпей всесторонне рассмотрены Ю. А. Билибиным (1955).
Для пойменных россыпей, как и для русловых, характерно струе-
подобное или более сложное распределение полезного ископаемого.
Вследствие особенностей формирования отложений нижней части раз-
реза поймы, здесь обычно наблюдаются несколько шлихоносных струй,
часто не параллельных друг другу и не совпадающих с ориентировкой
живого русла. По сравнению с соответствующими обогащенными участ-
ками собственно русловых россыпей они обычно являются более ши-
рокими и менее резко отграниченными от массы пустого аллювия.
Пойменные отложения крупных рек, особенно отложения редко
заливаемой высокой поймы, зачастую подвергаются переработке ветром
с образованием дюнных песков, или же оказываются перекрытыми
коллювиальными накоплениями, сползшими с бортов долины.
Террасовые россыпи приурочены к аллювиальным отложе-
ниям минувших стадий развития речных долин, сохранившимся от
размыва в виде рыхлого покрова речных террас. Возникновение их
связано с процессами понижения базиса эрозии и врезания русел, при-
чем ранее существовавшие долинные отложения и россыпи частью
подвергаются размыву, поставляя материал для вновь формирующихся
русловых и пойменных россыпей, частично же сохраняются на бортах
долин и переходят в категорию террасовых.
В связи с региональным характером эпейрогенических движений
процессы^ эрозионного омоложения рельефа и образования речных
террас обычно распространяются на весьма значительные территории
и нередко целиком охватывают крупные речные бассейны. В районах
преобладающих поднятий на склонах речных долин нередко обра-
зуется целая лестница террас, фиксирующих амплитуду, темп и преры-
вистый характер былых движений страны
5* 67
Каждая из речных террас отвечает одному из этапов этой истории
геоморфологического развития долин — эрозионному циклу, обычно не
достигшему завершения и прерванному на какой-то стадии новым под
нятием страны. Обычно формирование молодой долины, отвечающей
каждому из таких циклов, еще не успевает распространяться до
верховьев речной артерии, как наступившее поднятие вызывает новое
омоложение внутридолинного рельефа, новую волну пятящейся эрозии,
вырабатывающей новую долину и соответствующую ей цикловую
террасу.
Вследствие наложения нескольких последовательно распространяю
щихся циклов эрозии возникают составные долины, отдельные отрезки
которых находятся в разных стадиях развития. Продольный профиль
таких долин имеет один или несколько перегибов, в районах которых
происходит выклинивание некоторых террас, переход их в пойму или
слияние с другими террасами.
Одна из важных особенностей процесса формирования россыпей,
характерная для многих рек, несущих на бортах своих долин серии
цикловых террас, состоит в последовательном возрастании концентрации
полезного ископаемого по направлению от древних террасовых россы-
пей к молодым и далее к россыпям поймы и русла рек. Эта законо
мерность установлена во многих районах мира для россыпей алмазов,
золота и платины, но, очевидно, справедлива и для других минералов
достаточно устойчивых в процессах переотложения. Она обусловлена
последовательным обогащением аллювия тяжелыми компонентами при
каждом цикле размыва долинных россыпей и переотложения их мате-
риала во вновь формирующиеся русловую, а затем и молодую долин-
ную россыпи.
При этом чем меньшей была амплитуда отдельных поднятий и
углубления рек и чем более длительными были разделявшие их периоды
относительного покоя, тем более полно осуществлялись процессы после-
довательной концентрации тяжелых минералов и тем более богатыми
оказываются молодые русловые и долинные россыпи.
Геологическое строение террасовых россыпей, сохранность сингене-
тических признаков, а также их вещественный состав находятся в за-
висимости от многих факторов: геоморфологических, структурно-лито-
логических, климатических, возраста и т. п., проявляющихся в каждом
конкретном случае различно. Существуют, однако, некоторые общие
признаки, свойственные всем террасовым россыпям, а также признаки,
характерные для террасовых россыпей определенных типов и возраст
ных групп.
Прежде всего строение и вещественный состав отложений часто
оказывается неодинаковым для отдельных участков террасовой рос-
сыпи.
Принято выделять следующие элементы, характеризующие речную
террасу (рис. 18): 1) уступ, отделяющий террасу от ниже расположен-
ных террасы или поймы; 2) площадку; 3) бровку — линию соединения
площадки с уступом; 4) тыловой край (или тыловой шов), линию
причленения площадки к уступу вышележащей террасы или к корен-
ному склону долины.
В зависимости от характера геологических образований, слагаю-
щих речные террасы, среди последних выделяют два основных типа.
1. Аккумулятивные террасы, весь разрез которых сложен одной и
той же толщей аллювия. При образовании таких террас величина вре-
зания реки не превышала нормальную мощность наносов, и плотик
последних залегает ниже современного уреза реки.
2. Цокольные террасы, в уступе которых обнажаются породы, под-
стилающие аллювиальный покров.
68
В зависимости от сохранности аллювия среди цокольных террас
можно различать террасы с сохранившимся аллювиальным покровом
и террасы с размытым покровом.
Мощность и вещественный состав рыхлого покрова обычно неоди-
наковы у бровки террасы и у ее тылового края. В первом случае
аллювиальный покров чаще всего подвергается смыву атмосферными
водами, сползает по склону, быстро уменьшается по мощности и не-
редко оказывается нацело уничтоженным (на цокольных террасах).
У тылового края террасы, напротив, мощность рыхлого покрова часто
резко увеличивается за счет коллювиальных и делювиальных накоп-
лений, погребающих террасовый аллювий и нередко покрывающих
сплошным плащом значительную часть ее площадки. В этом участке
аллювиальные отложения нередко сами во-
влекаются в процесс гравитационного сме-
щения, материал их оказывается смешан-
ным с делювиальным материалом, а приуро-
ченные к ним россыпи—• разубоженными.
Среди многих факторов, определяющих
сохранность аллювиального покрова террас,
одним из наиболее важных является фактор
времени. Геологически молодые террасы не-
редко не только являются морфологически
четко выраженными и полностью сохраня-
ют аллювиальный покров, но иногда сохра-
няют и характерные микроформы поймен-
ного рельефа в виде береговых валов и ста-
ричных понижений близ тылового края тер-
расы. С увеличением возраста (и относи-
тельной высоты) террас морфологическая
сохранность их уменьшается, аллювиальный
покров во все большей степени оказывается
Рис. 18. Элементы речной
террасы
} — уступ; 2 — площадка; 3 —
бровка- 4 — тыловой край; 5 —
аллювиальный покров, 6 — до
коль; 7 — делювиальные и кол-
лювиальные накопления у гы
лового края террасы
затронутым процессами гравитационного
смещения и смыва. В процессе сползания
галечники утрачивают присущую им слоистость и первичный характер
распределения тяжелых компонентов аллювия, все в большей мере при-
обретая черты, свойственные делювиальным образованиям. Такие пере-
мещенные с места своего отложения галечники, нередко перемешанные
с местным материалом, поступающим со склонов долин, по существу
представляют собой делювиальные образования («делювий древнего
аллювия»).
Для древних дочетвертичных террас эти процессы нередко при-
водят к полному уничтожению галечного покрова и к морфологическому
уничтожению площадок террас, погребаемых под чехлом делювиаль-
ных накоплений, сползающих со склонов долины.
На сланцевом плотике эти процессы протекают особенно быстро,
и древние террасы здесь редко сохраняют свой аллювиальный покров.
На карбонатном, легко карстующемся цоколе процесс уничтожения
древних галечников замедлен и протекает весьма неравномерно. Спол-
зая по склону, они задерживаются в понижениях карста, нередко вы-
полняя глубокие воронки и провалы, в которых мощность галечной
толщи иногда в десятки раз превышает нормальную мощность древ-
него аллювия. В этих случаях распределение полезного ископаемого
в древних террасовых россыпях оказывается особенно неравномерным,
зависящим от чисто местных условий заполнения отдельных карсто-
вых воронок.
Наглядные примеры зависимости между сохранностью аллювиаль-
ного покрова древних террас и литологическими особенностями пород
их цоколя можно наблюдать в бассейнах многих рек западного склона
69
Урала. Здесь в районах развития сланцев дочетвертичные террасы, как
правило, лишены галечного покрова, цоколи их часто размыты и пере-
крыты чехлом позднейших делювиальных накоплений. В районах рас-
пространения карбонатных пород обычно сохраняются корни древних
галечных покровов: скопления выветрелых кварцево-кварцитовых галеч-
ников, выполняющих карстовые воронки в цоколе дочетвертичных тер-
рас (рис. 19).
Следует отметить одну важную особенность процессов разрушения
галечников древних террас и заключенных в них россыпей. Она со-
стоит в том, что тяжелая фракция в таких галечниках, первона-
чально приуроченная к нижним приплотиковым горизонтам аллювия,
в процессах уничтожения галечного покрова обычно задерживается на
плотике, обусловливая зараженность обширных пространств характер-
ным для данной террасы шлихом.
Рис. 19. Схема расположения террасовых и долинных россыпей алмазов
в бассейнах рек западного склона Урала
1 — известняки и доломиты; 2— сланцы; 3 — выветрелые галечники третичных (Wj и/V,)
террас; 4— галечники четвертичных ((?i—Q3) террас; 5—пойменные (21) и современные
отложения долин; 6 — делювиальные и коллювиальные накопления
В таких районах склоны древних долин, а иногда и междуречные
пространства, совершенно не обнаруживающие каких-либо признаков
существования древних галечных отложений, нередко надолго сохра-
няют важное значение в качестве поставщиков тяжелых минералов для
формирующихся молодых ложковых, долинных и русловых россыпей.
Существенное влияние на сохранность аллювиального покрова древ-
них террас оказывает также амплитуда поднятий, обусловливающая ин-
тенсивность денудации склонов долин, и положение района по отно-
шению к области распространения молодого эрозионного врезания. Так,
например, на западном склоне Урала в верховьях многих рек, чаще
всего расположенных вне границ позднечетвертичного эрозионного
омоложения долин, древние галечники нередко пользуются широким
распространением, образуя так называемые «увальные» россыпи. На
отрезках нижнего и среднего течений тех же рек, неоднократно под-
вергавшихся эрозионному омоложению, древний аллювий сохранился
лишь местами в глубоких карстовых понижениях на бортах долин.
Ложковые россыпи приурочены к отложениям небольших
логов и ключей, расчленяющих склоны речных долин и обычно лишен-
ных постоянного водотока. Питание ложков обломочным материалом
может осуществляться либо за счет местных пород, непосредственно
размываемых логами, либо за счет аллювия древних речных террас,
поверхности которых достигают лога своими распадками, либо же за
счет того и другого источников одновременно.
70
В первом случае образование ложковой россыпи связано с разру-
шением тех или иных коренных пород или месторождений, располо-
женных в долине самого лога, либо обусловлено перемывом продук-
тивного материала делювиальных шлейфов, спускающихся в лога
с основного склона речной долины. В чаще встречающихся втором
и третьем случаях обломочный материал местного происхождения резко
преобладает в составе ложкового наноса, но характер формирующихся
здесь россыпей в основном определяется вещественным составом аллю-
вия древних террас. При этом ложковые россыпи нередко оказываются
значительно богаче, чем питающие их террасовые галечники.
Такое обогащение обусловлено своеобразной ролью логов как
основных каналов, по которым осуществляется транспортировка мате-
риала, смываемого со склонов долин и поверхностей междуречий. Не-
смотря на снос подавляющей массы обломочного материала, посту-
пающего в лога при размыве древних террас, наиболее крупные и
тяжелые минеральные частицы концентрируются в ложковом наносе,
образуя россыпи. Особенно эффективен этот процесс для минералов
с высоким удельным весом, например для золота и платины, часто
почти полностью улавливаемых ложками. В результате за счет убогих
по содержанию золота или платины террасовых россыпей могут воз-
никнуть весьма богатые ложковые россыпи, причем галечный материал
древнего аллювия в ложковом наносе может почти полностью отсут-
ствовать.
Многократное обогащение в ложках по сравнению с исходными
террасовыми россыпями отмечалось также для минералов меньшего
удельного веса — алмазов, касситерита, монацита и некоторых др.
Основная масса тяжелого материала при этом все же выносится лож-
ками в долины рек, обусловливая местное обогащение полезным иско-
паемым русловых или долинных отложений на участках, располагаю-
щихся непосредственно ниже устьев логов.
Ввиду особенностей своего образования, ложковые россыпи обычно
несколько отличаются по минеральному составу от генетически свя-
занных с ним террасовых россыпей. Эти отличия заключаются в общей
обогащенности ложковых россыпей шлихом, в изменении количествен-
ных соотношений между минералами тяжелой фракции в пользу наи-
болеее тяжелых компонентов, в появлении среди них минералов мест-
ного происхождения, часто отсутствующих в террасовых россыпях.
Конкретный характер россыпей и размещение продуктивных отло-
жений в “долинах ложков во многом зависят от морфологических осо-
бенностей ложков и от состава размываемых ими пород.
В логах с нормальным продольным профилем (рис. 20, а), сформи-
рованных в процессе медленного и длительного эрозионного расчле-
нения склонов речных долин, продуктивные отложения часто не
сохраняются. Материал их подвергается размыву и выносится в долину
основной артерии. Небольшие, но иногда весьма богатые остаточные
россыпи располагаются обычно в низовьях таких логов и часто бы-
вают сопряжены с основной долинной россыпью.
Так называемые висячие лога, отстающие в своем развитии от
основной долины, а также составные лога со ступенчатым продольным
профилем (рис. 20, б) обычно продуктивны лишь в верхних отрезках
своих долин. Нижние их части, утратившие связь с питающей ложок
террасой и омоложенные последующим врезанием, как правило, ока-
зываются пустыми.
В долинах составных логов, формирующихся в несколько этапов,
ложковые наносы и размещенные в них россыпи в разных участках
лога часто являются разновозрастными. При этом древние ложковые
россыпи, обычно расположенные в верховьях таких логов, иногда ока-
зываются погребенными под толщей делювиальных наносов.
71
Особую категорию составляют лога с картированным тальвегом
(рис. 20, в). Обычно они развиваются вдоль тектонических нарушений,
проходящих в толщах карбонатных пород, либо приурочены к отдель-
ным пачкам и горизонтам легко карстующихся пород.
Глубокие действующие карстовые воронки располагаются цепоч-
кой вдоль тальвега таких логов, полностью лишая их водотока. Они
являются и основными коллекторами обломочного материала, запол-
няющего провалы карста по мере их углубления.
В действующих карстовых воронках зона разборного глыбового
элювия иногда опускается на глу-
бину в несколько десятков метров.
На эту же глубину проникает и ма-
териал ложковых наносов. Послед-
ний не только накапливается в про-
валах карста, но выполняет отдель-
ные полости и трещины в породе,
иногда образуя оригинальные жило-
подобные скопления между крупны-
ми глыбами известняка. Подобные
скопления обычно резко обогащены
тяжелой фракцией, и нередко наи-
более продуктивной (для золота,
плагины, алмазов) частью ложко-
вой
эта
Рис. 20. Типы ложков
1 — с нормальным продольным профилем
б — со ступенчатым профилем; в — с кар
стированным тальвегом
россыпи оказывается именно
зона глыбового элювия.
Пролювиальные россы-
приуроченные к отложениям
п и,
временных водных потоков, характе-
ризующихся специфическим режи-
мом, распространены преимущест-
венно в пустынных областях и в гор-
ных районах. Условия их образова-
ния не способствуют возникновению
высоких концентраций тяжелых ми-
нералов, и связи с чем среди пролю-
виальных россыпей редко встреча-
ются крупные промышленно ценные
месторождения.
Для россыпей этого типа харак-
терны неотсортированность обло-
мочного материала по грануломе-
трическому составу, крайне непра-
вильное и неравномерное распреде-
окатанность минеральных зерен, сона-
ленце тяжелой фракции, слабая
хождение твердых и абразивно непрочных частиц. Лишь в верхних гори-
зонтах пролювиальных накоплений, а также во фронтальной части
шлейфов выноса эти отложения в регрессивную стадию селевых пе-
риодов иногда подвергаются переработке текучими водами и по своим
литологическим признакам приближаются к обычным аллювиальным
наносам. Таковы, например, некоторые шеелито-касситеритовые россыпи
района Калбинского хребта, приуроченные к конусам выноса времен-
ных потоков и по характеру распределения тяжелых компонентов зани-
мающие как бы промежуточное положение между типичными речными
и типичными пролювиальными рассыпями.
В некоторых случаях за счет материала пролювиальных отложе-
ний при переработке их текучими водами, сокращении объема наноса
в процессе эоловой дефляции и другими способами могут возникнуть
довольно богатые остаточные россыпи, имеющие сложный генезис. Та-
72
кие россыпи известны во многих районах Советского Союза: среди
четвертичных отложений в Центральном Казахстане, в плиоценовых
отложениях западного и восточного склонов Урала, в Восточной Сибири
и в других местах.
Одним из наиболее известных примеров подобных остаточных рос-
сыпей, возникших за счет пролювиальных отложений, являются знаме-
нитые алмазные россыпи района Лихтенбург — Вентерсдорп в Южно-
Африканском Союзе. Здесь ' ~ ~
в долинах указанных рек и
на междуречьях широко рас-
пространены плохо отсорти-
рованные щебнево-галечные
образования, представляю-
щие собой отложения «су-
хих» рек плиоценового пери-
ода (Beetz, 1930). Местами
они смещены в карстовые
депрессии, частично перера-
ботаны текучими водами и
впоследствии подверглись
выветриванию и латеритиза-
ции (рис. 21). Местами же
обогащение сухоречных от-
ложений происходило путем
выветривания и последую-
щего сокращения массы на-
носа в процессе дефляции, в
результате чего поверхност-
ный слой пролювиальной толщи оказался резко обогащенным алмаза-
ми (рис. 22). Аналогичные по условиям образования вторично обога-
щенные россыпи известны и в ряде других районов Африки — в бассейне
Конго, в Намибе и др.
Прибрежные рос-
с ы п и. К этой группе от-
носятся россыпи совре-
менных и древних побере-
жий морей и озер, а так-
же дельтовые, занимаю-
щие по ряду признаков
промежуточное положе-
ние между прибрежно-
морскими и типичными
аллювиальными россыпя-
ми !.
Дельтовые рос-
сыпи мало изучены, и
еще недавно существова-
ло мнение, что эта катего-
рия россыпей не пред-
ставляет особой ценности
в экономическом отноше-
нии. Такую точку зрения
нельзя признать обосно-
ванной. Во-первых, обнаружены весьма крупные ископаемые россыпи
этого типа (например, месторождение золота и алмазов Витватерсранд
в оассеинах рек ьааль и иранжевои.
Рис. 21. Схема геологического строения алма-
зоносной россыпи Руигте-Лаагте, Лихтенбург,
Южная Африка (из книги О. Stutzer, 1935;
no A. F. Williams, 1931)
1~ доломит; 2 — окремнелый доломит; 3 — элювиально
обогащенный слой, 4—алмазоносные отложения сухих
русел
EZZ33
Рис. 22 Алмазоносные «сухоречные» отложения
древних русел. Россыпь Ринкте-Лаагте, Южная
Африка (по W. Beetz, 19. УЛ
/—окремнелый доломит, 2— доломит; 3— почвенный
покров и элювий; 4 — галечник*’; 5— бурые глины,
6 — белые глины
1 Ю. А. Билибин (1955) объединяет дельтовые россыпи в одну группу с лагун-
ными и озерными и рассматривает их обособленно от прибрежных.
73
в Южной Африке), а, во-вторых, современные дельтовые отложения, в
противоположность другим типам, почти не изучены в качестве возмож-
ного коллектора россыпей.
Известные случаи нахождения среди современных дельтовых отло-
жений промышленных концентраций полезных минералов (золота в Но-
вой Зеландии, платины в Британской Колумбии и т. д.), а также
установленное во многих обломочных породах дельтового генезиса
повышенное содержание тяжелой фракции не позволяют исключить
фацию дельт из числа благоприятных для формирования россыпей и
заставляют считать россыпи этого типа достаточно широко распростра-
ненными.
Наиболее благоприятны для формирования россыпей осадки над-
водной, собственно аллювиальной части дельт, тогда как среди отло-
жений подводной и особенно фронтальной их части сколько-нибудь
заметные концентрации россыпных минералов могут возникать лишь
в результате переработки дельтовых отложений морскими или озерными
водами.
Будучи приуроченными к окончаниям обширных шлейфов аллю-
виальных накоплений дельтовые россыпи в основном формируются за
счет тонкого обломочного материала и представляют собой своего рода
«хвосты» в системах аллювиальных россыпей. Для них характерно пре-
обладание мелких минеральных зерен, переносимых главным образом
во взвешенном состоянии или путем сальтации, а также струеподобное
и линзовидное распределение тяжелой фракции, отлагающейся преиму-
щественно в живых протоках и рукавах дельт. Характерна незначитель-
ная мощность отдельных шлихоносных линз и струй, частое выклини-
вание их, смена продуктивных и более грубых по составу гравийно-
песчаных отложений пустыми песчано-глинистыми, что обусловлено
непостоянством режима и частыми боковыми смещениями русел.
Береговые россыпи представляют собой одну из важнейших
в промышленном отношении категорий россыпных месторождений.
К этой группе принадлежат наиболее крупные, мирового значения
месторождения многих ценных минералов — алмазов, золота, монацита,
циркона, рутила, ильменита, касситерита и др., а также залежи абрази-
вов (гранатовые пески), железных, титановых и ванадиевых руд (иль-
менито-магнетитовые пески) и ряда других ископаемых.
Береговые россыпи формируются в узкой приурезовой зоне побе-
режий морей и крупных озер и размещаются как среди современных
наносов, так и среди отложений террас.
Современные береговые россыпи имеют форму узких, но доста-
точно протяженных полос, располагающихся непосредственно в зоне
прибоя на волноприбойной террасе. Ширина этих полос определяется
крутизной берегового склона, разницей приливных и отливных уровней
воды и максимальной высотой прибоя и обычно не превышает несколь-
ких десятков метров.
Протяженность береговых россыпей зависит от постоянства морфо-
логии береговой линии и характера берега и может быть весьма зна-
чительной, достигая в отдельных случаях многих десятков километров.
Продуктивные отложения обычно имеют форму маломощных линз,
реже выдержанных пластов, полого наклоненных в сторону моря и
залегающих или на скальном основании, или же на каких-либо плотных
(например, глинистых) осадках. Такие пласты, иногда резко обогащен-
ные тяжелой фракцией, вплоть до возникновения прослойков естествен-
ного шлиха, в разрезах часто переслаиваются с пластами бедного
тяжелыми минералами, «пустого» наноса. В некоторых случаях рос-
сыпи оказываются приуроченными к отложениям береговых валов,
маркирующих уровень прибоя штормовых волн.
Россыпи формируются на берегах различных типов, абразионных,
74
стабильных, аккумулятивных, причем наибольшие концентрации тяже-
лых минералов обычно возникают на берегах стабильных. Здесь коли-
чество сносимого с берега и намываемого на него материала прибли-
зительно одинаковы, и основным результатом перемещения наносов
является сортировка их согласно гидравлическим свойствам частиц.
Абразионные берега в общем неблагоприятны для формирования рос-
сыпей, но в отдельных случаях, например при размыве богатых корен-
ных или древних вторичных месторождений, или же при интенсивном
привносе продуктивного материала в зону прибоя из других участков
берега (при продольном транзите материала), именно здесь могут
возникнуть наиболее богатые россыпи. К аккумулятивным берегам
обычно приурочены наиболее крупные по запасам россыпи, но концен-
трация тяжелых минералов в береговом наносе, особенно на быстро
намываемых берегах, часто оказывается сравнительно невысокой.
Формирование береговых россыпей может происходить как за счет
обломочного материала, получающегося непосредственно в процессе
абразии берегов, так и за счет материала, выносимого речными пото-
ками и впоследствии перераспределенного волнами и течениями в зоне
побережий. Вещественный состав россыпей, возикающих в том и дру-
гом случаях, обычно оказывается резко различным.
Россыпи, формирующиеся в процессе разрушения берегов, обычно
имеют простой минеральный состав, мало отличающийся от состава
материнских пород, и характеризуются присутствием нестойких в обста-
новке выветривания и переноса минералов. Таковы, например, магне-
тито-пироксено-оливиновые пески, формирующиеся на побережьях вул-
канических островов (Гаити), или полевошпато-амфиболо-гранатовые
п-ески берегов Балтийского моря и др.
Береговые россыпи, образующиеся за счет обломочного материала,
выносимого на побережья реками и претерпевшего более длительные
и сложные процессы изменения, характеризуются существенно кварце-
вым составом и преобладанием в тяжелой фракции наиболее устойчи-
вых компонентов.
Для некоторых минералов, например для алмаза, циркона, рутила,
монацита и др., такие россыпи, возникшие в результате длительной
концентрации материала, нередко представляют наиболее важный тип
промышленных месторождений.
Общими особенностями береговых россыпей являются обычная для
них хорошая сортировка материала по крупности и удельному весу
частиц, заметная окатанность (иногда полировка) минеральных зерен,
устойчивость содержания полезных минералов в теле россыпи вдоль
береговой линии при довольно быстром изменении концентрации в по-
перечном направлении, присутствие в разрезах отдельных прослоев и
линз, исключительно богатых тяжелой фракцией и, наконец, характер-
ная для большинства береговых россыпей простота минерального со-
става с обычным, иногда — исключительным преобладанием абразивно
и химически устойчивых минералов.
Примером современных береговых россыпей могут служить круп-
ные морские золотоносные россыпи побережья Аляски в районе г. Ном
(рис. 23), где совместно с золотом присутствуют магнетит, гранат,
вольфрамит и шеелит. Эти россыпи формировались за счет материала,
вынесенного на побережье многочисленными мелкими ключами и
речками.
Аналогичные по условиям образования россыпи известны во многих
районах земного шара: в Бразилии и Индии (монацит), на Тихоокеан-
ском побережье США (золото, платина, ильменит, циркон, рутил, мона-
цит), Японии (магнетит, ильменит, золото), на берегах Черного и
Азовского морей (магнетит, ильменит, гематит, циркон и др.), оз. Бай-
кал (золото) и др.
75
К числу современных береговых россыпей относятся и крупнейшие
ильменито-цирконовые россыпи восточного побережья Австралии в Но-
вом Южном Уэлсе. В этом районе береговые россыпи, приуроченные
к пляжам береговой линии разных уровней, прослеживаются на рас-
стояние нескольких сотен километров. Продуктивный горизонт имеет
мощность 0,3—1,2 м и часто перекрыт мощным наносом дюнных песков
(рис. 24). Циркон и ильменит, концентрация которых в отдельных
пропластках является исключительно высокой, сопровождаются здесь
магнетитом, рутилом, гранатом, монацитом, касситеритом, турмалином,
золотом и некоторыми другими минералами.
Рис. 23. Схема строения береговых россыпей района г. Ном, Аляска
(из книги Ю. А. Билибина, 1955; по Богдановичу)
1— кристаллические сланцы; 2 — известняки; 3 — древние речные и морские
отложения; 4 — современная морская россыпь; 5 — древние морские россыпи
К категории береговых россыпей принадлежат и наиболее круп-
ные и богатые из ныне известных россыпей алмаза. Они распростра-
нены по западному побережью Африки, особенно в Намакваленде, где
многочисленные современные и древние береговые россыпи алмаза про-
слеживаются на значительные расстояния к северу и к югу от устья
р. Оранжевой. Большинство россыпей приурочено здесь к отложениям
морских террас нижне- и среднеплейстоценового возраста.
Рис. 24. Схема строения береговых ильменито-цирконовых россы-
пей Нового Южного Уэлса, Австралия (по Г. Миллеру, 1955)
1 — дюнные пески; 2 — морские наносы; 3 — продуктивный горизонт
По условиям образования они представляют собой отложения пля-
жей и береговых валов, формировавшиеся на волноприбойной террасе
абрадируемого или стабильного берега.. Формирование их происходило
в обстановке интенсивного транзита обломочного материала вдоль бе-
рега под влиянием постоянно дующих здесь южных ветров. Источником
алмазов явились современные и древние отложения р. Оранжевой, вы-
носившей алмазы на побережье из внутренних районов континента. От
устья р. Оранжевой, неоднократно (начиная с миоцена) менявшей
место впадения в океан, алмазы разносились течением и волнами, были
сконцентрированы и переотложены в узкой зоне побережья с образова-
нием богатейших береговых россыпей того или другого типа.
76
Среди пляжевых россыпей наиболее значительными являются рос-
сыпи района Оранжемаус, расположенного непосредственно к северу
от устья р. Оранжевой. Здесь под мощным чехлом дюнных песков на
высотах 10—25 м над уровнем океана распространены грубые галечно-
валунные отложения, залегающие на пологонаклонной поверхности
древней волноприбойной террасы, вырезанной морской абразией в толще
метаморфических сланцев (рис. 25). Сильный прибой, вызванный ха-
рактерными для этой части Намакваленда штормовыми ветрами, обус-
ловил необычайно интенсивные процессы истирания и перемалывания
обломочного материала, выбрасываемого морем и поступающего с бе-
Рис. 25. Схема строения алмазоносной россыпи Оранжемаус (Юго-
Западная Африка, по материалам Consolidated Diamond Mines
of S. W. Africa Limited, Enginiring, v. 21, 1955)
1— серицитовые сланцы; 2 — валунно-галечные отложения, алмазоносны-';
3— морские пески; 4 — сцементированные галечники и конгломераты,
слабоалмазоносные; 5 — дюнные пески
рега в узкую прибойную зону. Это привело к весьма высокой концен-
трации алмазов в валунно-галечных наносах древних пляжей. При
мощности продуктивного пласта 1 —1,5 м концентрация алмазов дости-
гает здесь 100—150 каратам3, причем наиболее высокие содержания
отмечаются у внешнего края волноприбойной террасы, где условия для
отложения наиболее тяжелого и крупного материала оказались осо-
бенно благоприятными.
Сверху алмазоносные галечники перекрываются более молодыми
слабоалмазоносными гравийно-песчаными наносами, местами сцементи-
рованными известью в прочный конгломерат.
Хорошим примером россыпных месторождений типа береговых ва-
лов является знаменитая россыпь «Устричная линия» в районе бухты
Александра (к югу от устья р. Оранжевой), неоднократно описывав-
шаяся в специальной литературе (Beetz, 1930; Reuning, 1931 и др.).
Схематический разрез этой россыпи, отличавшейся своим необычайно
высоким содержанием алмазов, приведен на рис. 26.
Как видно из схемы, алмазами обогащена лишь узкая полоса
прибрежных отложений шириной всего 10—15 м, где содержание
алмазов достигало 300 карат!м? и более, тогда как остальная часть
берегового вала, особенно мористая, алмазов практически не содер-
жит. Столь высокая концентрация алмазов обусловлена весьма интен-
сивной переработкой и сортировкой материала, выбрасываемого штор-
мовыми волнами при формировании береговых валов.
Отмеченные в рассмотренных примерах особенности распределения
алмазов в россыпях — концентрация их в очень узкой зоне в береговых
77
валах и более равномерное распределение в отложениях пляжа —
отображают общие закономерности распределения тяжелой фракции
в береговых россыпях в зависимости от конкретных условий формиро-
вания последних.
Ледниковые россыпи. Как отмечалось выше, механизм переноса
и отложения обломочного материала движущимся льдом не благо-
приятствует сортировке переносимого материала, в связи с чем кон-
центрации тяжелых минералов в собственно ледниковых отложениях,
как правило, не происходит, и сколько-нибудь значительные россыпи
здесь не формируются. Содержание полезных минералов в моренных
отложениях обычно во много раз ниже содержания их в коренных
породах или месторождениях, разрушаемых ледниковой эрозией. Раз-
рушая на своем пути те или иные месторождения (и в ряде случаев
доледниковые россыпи), движущийся ледник не только не концентри-
Рис. 26. Схематический разрез алмазоносной россыпи, древнего
берегового вала в районе бухты Александра, Юго-Западная
Африка (по W. Beetz, 1930)
Z—филлиты; 2 — алмазоносные га печники древнего берегового вала,
3—галечники более молодого вата; 4— пески частично сцементиро-
ванные карбонатом; 0—311 — число алмазов в разведочных пробах
рует заимствованный материал, но разубоживает и рассеивает его,
полностью перемешивая с другими продуктами переноса уже на удале-
нии немногих километров от месторождения. Лишь в локальных море-
нах, отложенных небольшими ледниковыми потоками, и в частности
горными ледниками, обломочный материал иногда распределяется в виде
более или менее обособленных полос или шлейфов, прослеживаемых
от коренных выходов на значительные расстояния.
К отложениям таких морен, современных и ископаемых, в неко-
торых районах приурочены небольшие и убогие россыпи золота, алма-
зов, касситерита и других минералов. К ним относятся, например,
известные золотоносные морены Аляски, алмазоносные четвертичные
морены штатов Висконсин и Мичиган в США, алмазеодержащие мо-
ренные конгломераты докембрийского возраста в округе Диамантина
(Бразилия) и ряд др.
Особенностью подобных россыпей является беспорядочное распре-
деление полезных компонентов во всей толще наносов, отсутствие
какой-либо сортировки частиц по размерам, весьма неравномерная и
в общем незначительная механическая обработка обломочного мате-
риала, преобладание остроугольных форм минеральных зерен и, на-
конец, полимиктовый вещественный состав отложений.
Не заключая заметных концентраций полезных ископаемых, ледни-
ковые отложения, однако, часто служат исходным материалом для
образования россыпей других генетических типов, чаще всего пролю-
виальных, аллювиальных и озерных, относящихся к так называемому
водно-ледниковому комплексу. В местах остановки ледников, и осо-
78
Рис. 27. Схематический разрез моренных и
прибрежно-озерных отложений района
Куэтс-Ярви, Кольский полуостров
/ — морена, 2 — делювий морены; 3 — озерные
отложения; 4 — гранатовые пески зоны пляжа;
5 — гранито-гнейсы
бенно энергично при их отступании, моренные наносы перемываются
талыми водами, формирующими серию флювиогляциальных отложений,
располагающихся впереди пояса конечных морен. Здесь возникают все
переходы от морены, лишь частично переработанной текучими водами,
до резко дифференцированных по гранулометрическому составу галеч-
но-валунных, гравийно-галечных, гравийно-песчаных и песчаных отложе-
ний, правильно сменяющих друг друга по мере удаления от пояса
морен и представляющих собой по существу типичные аллювиальные
образования. К подобным отложениям водно-ледникового комплекса
в ряде районов приурочены промышленные россыпи золота, платины,
касситерита, абразивов и других полезных ископаемых.
К этой категории россыпей относятся, например, известные золото-
носные флювиогляциальные (ча-
стью типично зандровые) россы-
пи Новой Зеландии, а также пла-
тиноносные отложения флювио-
гляциальных террас в бассейне
р. Туламин (Канада).
Весьма значительные россы-
пи мюгут возникнуть в результа-
те переработки моренных отло-
жений озерными водами. Так, на
северо-западе Кольского полу-
острова на побережье некоторых
озер за счет валунных суглинков
основной морены местами форми-
руются залежи почти чисто гра-
натовых песков (рис. 27), содер-
жащие в сотни раз больше тяже-
лой фракции по сравнению с исходным материалом морены.
Эоловые россыпи. Этот тип россыпей распространен главным обра-
зом в пустынных областях, где процессы дефляции и переноса ветром
обломочного материала играют исключительно важную роль в фор-
мировании рельефа. В районах умеренно влажного климата деятель-
ность ветра не приводит к образованию россыпей и лишь несколько
видоизменяет характер и состав россыпных месторождений, сформи-
рованных морем или текучими водами. *
Собственно эоловые россыпи, в которых весь материал принесен
и отложен ветром, встречаются редко, являются небольшими по мас-
штабам и обычно не имеют практического значения. Гораздо более
распространены и богаты по запасам и концентрации полезного мате-
риала так называемые остаточные россыпи, характерные для камени-
стых пустынь. Они возникают в процессе переработки ветром элювиаль-
ных, древних речных или, что бывает чаще всего, пролювиальных
(«сухоречных») отложений.
По условиям залегания и своему характеру эти россыпи весьма
разнообразны. Обычно они представляют собой скопления зерен тяже-
лых минералов в тонком плаще поверхностного щебня, оставшегося
на месте уничтоженных ветром обломочных наносов или каких-либо
других выходивших на поверхность продуктивных пород. В других слу-
чаях такие россыпи имеют гнездовый или струеподобный характер,
будучи приурочены к котловинам и впадинам выдувания, к разрабо-
танным ветром эрозионным бороздам, к отпрепарированным дефля-
цией выступам скальных пород, к наветренным склонам подвижных
песчаных бугров и к другим препятствиям и углублениям, где могла
происходить концентрация тяжелого материала.
Крупные россыпи этого типа располагаются также в обширных
дефляционных ваннах, периодически заполняемых пролювиальными
79
наносами или делювиальным материалом, подвергающимся затем пере-
работке ветром. В подобных ваннах массы остаточного щебня иногда
цементируются карбонатами, кремнеземом, гипсом, выделяющимися при
испарении почвенных вод с образованием своеобразных брекчий (фан-
гломератов), нередко весьма богатых полезными минералами.
Классическим примером россыпей рассматриваемого типа являются
алмазные россыпи района Намиб в Юго-Западной Африке. В этом
районе (Kaiser, 1926), характеризующемся исключительно сухим пу-
Рис. 28. Блок-диаграмма эрозионно-дефляционной «ванны» с щебневыми
террасами на склонах. Территория Намиб, Юго-Западная Африка zno
Е. Kaiser, 1926, упрощено)
стынным климатом, в течение длительного времени (начиная с плио-
цена) совокупная деятельность ветра и временных потоков привела
к возникновению серии плоских бессточных ложбин — дефляционных
ванн, — разделенных грядами устойчивых в условиях дефляции пород.
Такие ванны периодически заполнялись алмазоносным гравием, песком
и щебнем, отложенными временными потоками, и также периодически
углублялись дефляцией, в результате чего на склонах ванн образовались
щебневые террасы (рис. 28).
При разрушении пролювиального материала и выдувании тонких
продуктов возникли весьма значительные остаточные концентрации
алмазов, образующих скопления в поверхностном слое щебней, в мел-
ких дефляционных ложбинках, у выступающих на поверхность в виде
гребней кварцевых жил, у отдельных пластов кварцита, даек, крупных
глыб и других препятствий (рис. 29). Вместе с алмазами здесь кон-
центрировались зерна и других тяжелых минералов — золота, магне-
тита, шпинели, граната, корунда, ильменита, циркона, турмалина и др.
При этом частично происходило перемещение самих алмазов и сопут-
ствующих им минералов в пределах отдаленных ложбин, некоторая
сортировка их по размерам в зависимости от характера препятствий
на пути перемещаемого ветром материала.
80
Сходные по условиям формирования остаточные россыпи известны
во многих других районах пустынного климата: в Восточном Казах-
стане, Китае, Монголии и др.
Для большинства эоловых россыпей характерны: 1) невыдержан-
ность и крайняя неравномерность распределения полезных компонен-
тов, зависящие от чисто местных и быстро меняющихся условий их
Рис. 29. Концентрация алмазов в остаточном щебне и вблизи препятствий
при переработке пролювиальных наносов ветром. Территория Намиб,
Юго-Западная Африка (по материалам Е. Kaiser, 1926)
/ — остаточные щебни, обогащенные алмазами; 2— передовые скопления песка;
3 — гравийный песок, обогащенный алмазами; 4 — скопления песка на подветренной
стороне препятствия
накопления; 2) приуроченность наиболее высоких концентраций тяже-
лых минералов к самому поверхностному слою наносов, а в разрезе —
к кровле косых серий и к наиболее круто залегающим их слоям;
3) хорошая отсортированность обломочного материала по крупности
и удельному весу частиц; 4) заметная механическая обработка и ока-
танность зерен (включая и тонкие фракции), часто приобретающих
характерную матированную поверхность.
6 А. А, Кухарснко
ГЛАВА VI
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ РОССЫПЕЙ
Наряду с обычными методами минералогического исследования при
изучении минералов россыпей применяются и некоторые специфические
методы, обусловленные характером изучаемых объектов. В большин-
стве случаев тяжелые минералы, и в том числе все промышленно
ценные, присутствуют в россыпях в ничтожных количествах. Большин-
ство их встречается в виде мелких зерен, зачастую окатанных и утра-
тивших свои первоначальные морфологические признаки, для которых
непригоден ряд общепринятых методов исследования состава и свойств
минералов и не приложимы многие стандартные диагностические ха-
рактеристики.
Изучение этих минералов требует обогащения, отделения от основ-
ной массы материала наносов и лишь после такой предварительной
концентрации тяжелые минералы россыпей могут быть исследованы
с применением ряда общепринятых методик минералогического анализа.
В соответствии с указанным, при изучении минералов россыпей
применяются четыре различные группы методов: 1) концентрация тяже-
лых минералов, 2) фракционирование в тяжелых жидкостях, 3) раз-
деление по магнитным и электрическим свойствам на относительно
узкие фракции (сепарация) и 4) минералогическое изучение каждой
из них.
Концентрация
Обогащение россыпных минералов обычно осуществляется при по-
мощи тех или иных гидравлических методов. Простейшим из них
является отмучивание материала от глинистых и алевритовых частиц
и отмывка его от основной массы легких минералов с помощью ста-
рательского лотка, азиатского ковша, бутары, вашгерда или какого-
либо иного промывательного устройства. В некоторых случаях, обычно
при разведке п эксплуатации россыпей, концентрация содержащихся
в них редких обломочных компонентов производится с помощью от-
садочных машин, концентрационных чаш и тяжелых суспензий.
Характеристику каждого из названных устройств можно найти
в специальных справочниках по обогащению россыпей (Невский, 1947
и др.); практические приемы отмывки проб с помощью ковша, лотка
и других простейших приспособлений освещаются в многочисленных
руководствах по поискам и разведке месторождений (Рейборн и Миль-
нер, 1933; Крейтер, 1940), по шлиховому картированию и опробованию
(Аверин, 1938; Ициксон, 1953) и методам полевых геологических иссле-
дований.
Промывка сокращает объем пробы, но не приводит к полному
извлечению тяжелых минералов, часть которых, и нередко большая,
82
теряется в процессе ее отмывки'. Вследствие этого, обогащение обычно
заканчивается получением концентрата, содержащего значительное ко-
личество легкого материала, иногда слагающего большую по весу часть
получаемого продукта. Лишь при отмывке так называемых черных
шлихов, применяемой при опробовании рыхлых отложений на золото и
платину, получаемый концентрат почти нацело состоит из тяжелых
минералов, причем основная их масса неизбежно теряется в «хвостах».
В процессе промывки происходит селективный снос преимущест-
венно легких минералов и особенно таких, частицы которых имеют
пластинчатую или удлиненную форму. Вследствие этого минеральный
состав получаемого концентрата или шлиха отличается от состава
тяжелой фракции исходной пробы и тем значительнее, чем больше сте-
пень концентрации.
Наибольшее приближение к составу исходного материала дает
отмывка проб до так называемого серого шлиха, в основном состоя-
щего из минералов легкой фракции. С целью получения такого кон-
центрата промывку проб в ковше (или лотке) заканчивают в момент
появления при сполоске на дне ковша цветной (черной, зеленой, бурой
или красной, в зависимости от состава шлиха) каемки зерен тяжелых
минералов. Во избежание значительных потерь последних дальнейшее
сокращение пробы (доводка шлиха) обычно производится над каким-
либо приемником (тазом, ведром и др.) с многократной перечисткой
«хвостов». Однако и в получаемом таким способом концентрате обычно
содержится значительное количество легких обломочных частиц.
Фракционирование в тяжелых жидкостях
Для отделения тяжелых минералов от кварца, полевых шпатов
и различных других легких обломочных частиц, обычно количественно
преобладающих в концентратах, эти последние подвергают разделению
в тяжелых жидкостях на две основные фракции — легкую и тяжелую.
Чаще всего для этой цели употребляется бромоформ с удельным
весом около 2,9, вследствие чего и общепринятое разделение минера-
лов по величине удельного веса на «легкие» и «тяжелые» основано на
их поведении в бромоформе. Тяжелые минералы погружаются в бро-
моформе, легкие всплывают в нем.
Жидкости, а также тяжелые сплавы и суспензии употребляются
и для более дробного фракционирования минералов, разделения их
на группы с близкими значениями удельного веса, а в ряде случаев и
для выделения мономинеральных фракций.
Полнота и скорость разделения концентратов зависят в основном
от разницы между удельными весами минералов и жидкости и от
вязкости последней. Существенное влияние на процесс фракциониро-
вания оказывают также размеры минеральных зерен; тонкозернистые
смеси минералов, мало отличающихся друг от друга по удельному
весу, иногда могут быть разделены только при помощи центрифуги-
рования.
Тяжелые жидкости, употребляемые при фракционировании концен-
тратов и шлихов, должны отвечать следующим требованиям:
1) жидкость должна быть химически стойкой и инертной по отно-
1 Опыт обогащения некоторых уральских россыпей и результаты специально по-
ставленных экспериментов (Кухаренко, 1957) показывают, что при однократной про-
мывке материала в азиатском ковше улавливается не более 40% всего количества
содержащихся в пробе тяжелых минералов. Извлечение в лотке даст несколько мень-
шую величину 20—35%. Бутара и вашгерд, применяемые пои опробовании на золото
и платину, извлекают не более 2—5% тяжелых минералов и промывка на них сопро-
вождается почти полной потерей минералов среднего удельного веса, таких, как пи-
роксены, амфиболы, эпидот и др.
6* 83
шению к разделяемой пробе; 2) обладать малой вязкостью и быть
прозрачной; 3) легко отделяться от разделяемой пробы путем раство-
рения в других жидкостях или испарением; 4) должна быть безопасной
для употребления.
Указанным требованиям в разной степени удовлетворяют следую-
щие тяжелые жидкости, применяемые для фракционирования концен-
тратов.
1. Бромоформ СНВгз. Легкоподвижная жидкость, бесцветная или
бледно-желтая, прозрачная с резким сладковатым запахом. Удельный
вес 2,9; у технического бромоформа иногда снижается до 2,8—2,75.
Температура кристаллизации бромоформа +8,5°С, температура кипе-
ния на воздухе около 150° С. Растворителями являются этиловый спирт,
бензол и эфир. Бромоформ летуч и ядовит, почему все работы с ним
производятся под тягой.
2. Жидкость Туле K2HgJ4-nH2O. Прозрачная жидкость бледно-
желтого или зеленовато-желтого цвета. Максимальный удельный вес
3,19; во всех пропорциях смешивается с водой, давая растворы с ши-
роким диапазоном плотности. Менее стойка, чем бромоформ, обладает
большей вязкостью, разлагается металлами, органическими и некото-
рыми сернистыми соединениями. Сильно ядовита и раздражающе дей-
ствует на кожу.
3. Йодистый метилен CH2J2. Светло-желтая легкоподвижная жид-
кость, имеющая температуру кипения (при нормальном давлении)
около 180° С и замерзающая при 5° С. Удельный вес 3,33—3,34 при
5° С (3,31 при 20° С), у технического йодистого метилена 3,25—3,30. На
свету разлагается с выделением йода и темнеет. Восстанавливается
стружкой латуни или бронзы. Ядовит. Менее вязок, чем бромоформ,
вследствие чего находит широкое применение при разделении тонко-
зернистых минеральных смесей. Растворяется в бензоле, толуоле, кси-
лоле, эфире, частично в этиловом спирте.
4. Четырехбромистый ацетилен (тетрабромэтан) С2Н2Вг4. Бесцвет-
ная, иногда желтоватая жидкость с удельным весом 2,97—3,00. Более
нязок, чем йодистый метилен и бромоформ. Температура кипения около
151° С, замерзания около 0°С. Растворяется в эфире, бензоле, ацетоне.
5. Жидкость Сушина-Рорбаха HgBaJ4• пН2О. Красновато-коричне-
вая вязкая жидкость с максимальной плотностью 3,58. Нестойка на
свету, разлагается в присутствии сульфидов, металлов и органических
соединений. Ядовита. Растворяется в водном растворе йодистого калия,
частично в этиловом спирте.
6. Жидкость Клейна (водный раствор боровольфрамового кадмия)
W9B2Cd203o(OH)416H20. Прозрачная легкоподвижная жидкость бледно-
желтого цвета с удельным весом около 3,6. Растворяется в горячей
воде. На свету медленно разлагается. Реагирует с карбонатами, метал-
лами, некоторыми сульфидами.
7. Жидкость Клеричи (водный раствор двойной соли малоново-
кислого и муравьиново-кислого таллия) СН2(СОО)2Т12НСООТ1 • пН2О.
Бледно-окрашенная коричневато-желтая жидкость, весьма подвижная,
с максимальным удельным весом 4,25—4,27 (при 20° С). Разбавляется
водой во всех пропорциях. Жидкость химически стойка и не реагирует
с большинством минералов, встречающихся в россыпях.
Тяжелые жидкости, растворяющиеся в воде или в слабом водном
растворе йодистого калия, удобны тем, что позволяют получать жидко-
сти с большим диапазоном плотностей. О плотности получающихся
растворов можно судить по светопреломлению жидкостей, изменяюще-
муся линейно в зависимости от количества растворителя (табл. 5).
В качестве заменителей тяжелых жидкостей при эксплуатацион-
ной разведке россыпей некоторых полезных ископаемых иногда при-
меняют суспензии, представляющие собой диспергированные в воде
84
Таблица 5
Зависимость между плотностью (d) и показателем преломления (п) некоторых
тяжелых жидкостей (по R. Rost, 1956)
Жидкость Рорбахи Жидкость Туле Жидкость Клеричи
d п d п d п
при 20 С при 20сС при 20°С при 18°С при 21 С п,)И 21°С
3,449 1,7686 3,2 1,733 4,076 1.6761
3,396 1,7590 3,1 1.7145 3,695 1,6296
3,246 1,7312 3,0 1,6956 3,580 1,6154
3,180 1,7195 2,9 1,6768 3,434 1,5990
3,046 1,6944 2,8 1,6582 3,280 1,5813
2,980 1,6823 2,7 1,6395 3,184 1,5693
2,748 1,6391 2,6 1,6207 3,114 1,5620
2,649 1,6207 2,5 1,6020 3,024 1,5515
2,367 1,5685 2,4 1,5832 2,884 1,5363
2,163 1,5320 2,3 1,5645 2,692 1,5156
2,067 1,5148 2,2 1,5457
соединения тех или иных металлов. Наиболее распространенными среди
них являются суспензии на основе барита и глета (удельный вес
3,2—4,0) и ферросилиция (удельный вес 2,75—3,2).
Разделение концентратов в тяжелых жидкостях производят двумя
разными методами: статическим с применением делительных воронок
различной конструкции или просто в стаканчиках, фарфоровых тиглях
и чашках и динамическим методом, при помощи центрифугирования.
При фракционировании в делительных воронках сосуд до поло-
вины наполняют тяжелой жидкостью, высыпают пробу и тщательно
перемешивают стеклянной палочкой. Затем доливают жидкость, смы-
вая зерна, прилипшие при высыпании пробы к стенкам воронки, закры-
вают последнюю притертой пробкой и дают отстояться. После окон-
чания разделения тяжелую фракцию, скопившуюся в нижней части
воронки, осторожно выпускают через отверстие притертого крана, от-
фильтровывают и отмывают от жидкости. Легкая фракция спускается
на другой фильтр и также отмывается от жидкости1. Делительные
воронки и вспомогательное оборудование, применяемые для фракцио-
нирования в тяжелых жидкостях, изображены на рис. 30 и 31.
На рис. 32 изображена делительная воронка иной конструкции,
где легкая фракция сливается через оттянутый край воронки струей
тяжелой жидкости, поступающей под напором из дополнительного ре-
зервуара; тяжелая фракция спускается на фильтр через притертый кран
так же, как и в описанном ранее устройстве.
Динамический способ фракционирования с помощью центрифуги
является более быстрым и обеспечивает большую полноту разделения.
Он особенно пригоден для фракционирования тонкозернистых шлихов,
а также для разделения минералов, мало разнящихся по удельному
весу.
Разделение производится в пробирках из стекла или из прозрач-
ных пластмасс, не реагирующих с жидкостями. Для облегчения раз-
деления тяжелой и легкой фракций пробирки снабжаются специальным
вкладышем с пробкой, в котором и собирается легкая фракция. Вкла-
дыш (рис. 33, в) -представляет собой трубку с пережимом, имеющую
узкое нижнее отверстие, а вверху — перекладину с отверстием, в кото-
1 Промывные воды или растворы собирают и тяжелые жидкости, регенерируют
теми или иными способами. Описание их можно найти в руководствах по шлиховом г
анализу (Копченова, 1937; Чуева, 1950, 1954; Rost, 1956) и по методам механического
анализа осадочных пород (Преображенский и Саркисян, 1954, Мильнер, 1934).
85
рое входит пробка. Последняя изготовляется из круглой стеклянной
палочки, один конец которой сошлифовывается на конус.
После разделения во вкладыш вставляется пробка, запирающая
своим коническим концом нижнее отверстие. Вкладыш вместе с легкой
фракцией вынимается из пробирки, а на дне ее остается тяжелая
фракция
Рис. 30. Установка для
разделения концентрата
в тяжелых жидкостях
яри помощи химических
воронок с зажимами
Рис, 31. Целительна т
воронка
Рис. 32. Делительная
воронка с дополнитель-
ным резервуаром
Кроме тяжелых жидкостей и суспензий, для разделения минера-
лов в некоторых случаях применяют легкоплавкие тяжелые соли. Для
этих целей чаще всего употребляются AgNO3 (температура плавления
Рис. 33. Пробирка с
внутренним вклады-
шем для разделения минералов в тяжелых
жидкостях с помощью центрифуги
а — общий вид; б —пробирка; в —вкладыш
г — пробка; л — легкая фракция, т — тяжелая
фракция
t° = 209°C, плотность в расплав-
ленном состоянии с/=(4,33*);
Hg(NO3) (t° = 79°C, d = 4,l);
Ag5(NO3)2I.3 (t° = 65—70°C, d =
= 5).
Разделение производят в
обычных пробирках, куда поме-
щают смесь разделяемой пробы
и тяжелой соли. Пробирку осто-
рожно нагревают на песчаной ба-
не до температуры плавления ре-
актива. После разделения мине-
ралов сплав охлаждают, пробир-
ку разбивают и получившийся
столбик разрезают на две части
между слоями с легкой и тяже-
лой фракциями. Каждую часть
растворяют отдельно в горячей
воде или в другом растворителе
и полученную фракцию отмыва-
ют от реактива.
* Плотность расплавленной соли может быть понижена добавкой азотнокислого
калия (удельный вес 2,09) или натрия (2,24). Плотность смесей указанных солей и
AgNO3 изменяется аддитивно.
86
В виду вязкости применяемых расплавов солей указанный способ
малопригоден для разделения тонкозернистых минералов. Последние
в тяжелых сплавах могут быть разделены центрифугированием со спе-
циальными нагревателями для пробирок. Разделение в сплавах приме-
нимо лишь для тех минералов, которые не изменяют существенно
своего состава и свойств при нагревании.
Сепарация минералов
Для облегчения диагностики и изучения россыпных минералов
последние разделяют на основании физических свойств на возможно
более узкие группы. Для этих целей, кроме описанного выше фрак-
ционирования по удельному весу, применяется магнитная и электро-
магнитная сепарация минералов, а также разделение их электростати-
ческими методами (электростатическая и диэлектрическая сепарации).
Магнитная сепарация осуществляется при помощи подко-
вообразного или брускового магнита и предназначена для отделения
ферромагнитных минералов от парамагнитных. Операция упрощается
путем использования тонких прокладок между полюсами магнита и
разделяемой пробой или же при помощи специальных наконечников из
алюминиевой фольги, целлофана или плотной бумаги, надеваемых на
полюса магнита.
В фракции простого магнита (или в магнитной фракции) выде-
ляются: магнетит, титаномагнетит, мартитизированный магнетит, муш-
кетовит, пирротин, кубанит, некоторые ферромагнитные хромшпине-
лиды и ильменит, а также частицы окисленного метеорного никелистого
железа, магнетитсодержагцие обломки различных горных пород и же-
лезная стружка, часто встречающаяся в концентратах из разведывае-
мых или отрабатываемых россыпей.
Электромагнитная сепарация производится для отде-
ления типичных парамагнитных минералов от диамагнитных или же от
минералов, обладающих слабо выраженными парамагнитными свойст-
вами. Такое разделение тяжелой фракции на более узкие группы, в со-
став которых входят минералы с близкими магнитными свойствами,
значительно упрощает и облегчает дальнейшее определение минераль-
ного состава концентратов. Оно основывается на различиях в магнит-
ной проницаемости и восприимчивости минералов.
Каждый минерал, помещенный в магнитное поле, вследствие маг-
нитной индукции намагничивается. Напряжение возникающего при
этом суммарного поля (магнитная индукция (J) зависит от магнитной
проницаемости минерала ц и связано с напряжением индуцирующего
поля Н выражением р = цН, откуда следует ц = — .
н
За единицу магнитной проницаемости принята проницаемость
пустоты.
Обычно для характеристики магнитных свойств минералов поль-
зуются так называемой магнитной восприимчивостью %, характеризую-
щей интенсивность намагничивания минерала (/). Последняя связана
с напряжением поля уравнением 1 = %Н.
.Магнитная восприимчивость и магнитная проницаемость связаны
выражением ц=1+4л%.
Обычно пользуются понятием удельной магнитной восприимчиво-
сти, отнесенной к единице массы.
Магнитное поле, индуцированное в минеральной частице, может
быть ориентировано различно по отношению к индуцирующему полю.
Если ориентировка обоих полей одинакова, то возникают силы, стре-
мящиеся переместить частицу (в случае неоднородного поля) в тот
участок поля, где напряжение его является наименьшим. В однородном
87
поле частицы буду! ориентироваться своим удлинением поперек сило-
вых линий. Такие вещества, в которых индуцируется магнитное поле,
одинаково ориентированное по отношению к главному полю, назы-
ваются диамагнитными.. Для них ц<1, а у является величиной отрица-
тельной.
Свойствами диамагнитных веществ обладают сравнительно немно-
гие минералы (медь, золото, серебро, алмаз, графит, флюорит и др.), а
возникающие при этом силы очень невелики и недостаточны для пере-
мещения частиц.
В случае взаимообратной ориентировки индуцирующего и индуци-
рованного полей возникают силы притяжения, стремящиеся переместить
частицу в тот участок поля, где напряжение его является наибольшим
Такие вещества получили название парамагнитных. Для них ,и>1,
у положительна и весьма различна по величине.
Парамагнитные силы обычно достаточно велики и могут быть ис-
пользованы для сепарации минералов.
Среди парамагнитных веществ особо выделяют так называемые
ферромагнитные, для которых величина % является весьма значительной
и находится в функциональной зависимости от напряжения поля. Инду-
цированное поле у ферромагнитных веществ сохраняется в виде оста-
точного магнетизма. К ферромагнитным веществам относятся, в част-
ности, все минералы, выделяющиеся в фракции простого магнита.
Магнитные свойства минералов зависят в основном от их химиче-
ского состава и в первую очередь от присутствия в них элементов,
ионы которых имеют на внешних оболочках неспаренные электроны.
К таким элементам — магнитофорам относятся элементы с достраи-
вающимися оболочками: переходные элементы, элементы семейства же-
леза, а также лантаниды и актиниды, имеющие недостроенные 41 и 5с1
оболочки.
Существенное влияние на магнитные свойства минералов оказы-
вает также характер химической связи между ионами и структурное по-
ложение последних !.
Большинство минералов характеризуется непостоянством магнит-
ных свойств, изменяющихся в зависимости от характера изоморфных
замещений, от количественного содержания элементов — магнитофо-ров,
а также от наличия или отсутствия механических включений других
минералов. В связи с этим величина магнитной восприимчивости мине-
ралов варьирует в широких пределах. Наиболее надежные определения
магнитной восприимчивости минералов, выполненные различными иссле-
дователями, недавно обобщены А. С. Поваренных (1957), данные кото-
рого (с некоторыми изменениями и дополнениями) приводятся в табл. 6
Полное разделение при помощи электромагнитной сепарации воз-
можно лишь для минералов, значительно отличающихся по величине
магнитной восприимчивости. Помимо непостоянства химического соста-
ва минералов и присутствия механических примесей, обусловливающих
вариации магнитных свойств, на полноту разделения минералов ока-
зывают влияние различия в размерах зерен1 2, а также анизотропия
магнитных свойств минералов.
Указанные причины ограничивают возможность выделения моно-
минеральных фракций. Вследствие этого при электромагнитной сепара-
ции концентраты обычно разделяют на две фракции—электромагнит-
ную, куда попадают минералы с у=-300—15, и немагнитную фракцию,
где выделяются минералы с х<15.
1 При пере?оде от ионной к полуковалентной и ковалентной связи парамагнит-
ные свойства минералов ослабевают, вследствие спаривания электронов внешних обо
лочек. Уменьшение координационного числа вызывает усиление парамагнитных свойств
некоторых ионов (например, для элементов семейства железа)
2 Согласно Mathisrud (1942), силы притяжения электромагнитом ослабевают
с уменьшением размера зерен
88
Таблица 6
Удельная магнитная восприимчивость некоторых минералов
Минерал Удельная ма1нит- ная восприимчи- вость х 10° Минерал Удельная магнии ная восприимчи- вость х 10°
Графит -6,2 Турмалин (железисто-
Апатит —2,64 магнезиальный) . . . 10—22
Антимонит — 1,9 Платина (поликсен)**1" 10-25
Ангидрит —1,6 Шпинель (плеонаст) *** 10-25
Сфалерит — 1,2 Фергусонит 16,0
Алмаз . -0,49 Сфалерит (железистый) 10-25
Кварц -0.46 ААонацит 18,9
Топаз -0,42 Пироп (железистый) **’ 10-20
Висмутин -0,38 Гроссуляр *** . . . 10-20
Кальцит —0,38 Сфен *** 10-22
Галенит -0,38 Диопсид-геденбергит *** 15—25
Корунд -0,34 Актинолит**" . . . 15-25
Целестин — 0,34 Оливин *** 15-35
Барит -0,31 Роговая обманка . . . 19—23
Флюорит — 0,28 Гётит 21-25
Серебро -0,21 Эпидот 23,9 (15***—40)
Золото —0,14 Пироп-альмандин . . . 21—50
Медь -0,09 Турмалин (шерл) . . . 25-31
Касситерит ” .... -0,08 Пиролюзит 25-32
Дистен + 0,01 Биотит 28-45
Циркон + 0,13 Пироксены железистые . 26-130
Киноварь -4-0,2 -1,9» Роговые обманки желе-
Пирит 0,21 зистые 38—130
Халькопирит 0,4-7,0* Оливин железистый 45-80
Шпинель 0,62 Андрадит 51 93
Берилл 0,68 Альмандин 51-120
Кобальтин 0,92 Лепидомелан 55-80
Доломит 0 92 Хромшпинелиды . . . 53—125**
Марказит 1,0—4,0 Сидерит * 56—64
АГусковит 1,0-4,0 Вольфрамит железпетыц 66-95
Турмалин (эльбаит) . . 1,0 - 9,0 Родонит 127
Смитсонит 1,4-2.2 Ильменит 113-271**
Рутил *** 2,0-15.0 Гематит . 172 -290
Скаполит 2,5—2,7 Пирротин 1500-6100
Арсенопирит 3,3-8,0 Ферроплатина *** . . 2000-7000
Флогопит 5,0-8,0 АТагиетнт 20 000-80 000
АГолибденит 8,5
Малахит 8,5-15,0
Диоптаз 8.8
Азурит * 10,5-19,0 1
* Приведенные значения представляются завышенными.
** Вероятны более высокие значения.
*** Наиболее вероятные пределы колебаний.
В фракцию простого магнетита выделяются минералы с %>300.
Иногда при сепарации концентратов выделяют не одну, а две
электромагнитные фракции: повышенномагнитную (%=300—50) и сла-
бомагнитную (х=50—15).
Перечень наиболее распространенных тяжелых минералов, выде-
ляющихся в каждой из фракций, приблизительно в порядке уменьшения
их магнитных свойств, приводится ниже.
Повышенномагнитная фракция: гематит, ильменит, хромшпинелид,
вольфрамит, колумбит, железистая платина, родонит, альмандин, андра-
дит, лепидомелан, оливин, гиперстен, эгирин, авгит, железистая роговая
обманка, железистый эпидот, уваровит, ставролит, биотит, лимонит,
железистый турмалин, вад, псиломелан, гельвин.
Слабомагнитная фракция: пиролюзит, турмалин, роговая обманка,
антофиллит, актинолит, диопсид, пироп, гроссуляр, ортит, сфен, мона-
цит, хлоритоид, ксенотим, клиноцоизит, пьемонтит, главкофан, фергусо-
89
нит, самарскит, эвксенит, эшиниг, платина (поликсен), осмистый ири-
дий, плеонаст, хлорит, аксинит, рутил (нигирин), уранинит, настуран,
везувиан, пирохлор (лейкоксен, циртолит, малакон, сфалерит, азу-
рит) ’.
Н емагнитная фракция: (флогопит, турмалин, сфен) 1 2, азурит, мала-
хит, перовскит, борнит, халькопирит, молибденит, арсенопирит, цирто-
лит, малакон, рутил, касситерит, бадделеит, марказит, кобальтин, доло-
мит, шпинель, киноварь, торианит, циркон, сфалерит, дистен, силлима-
нит, шеелит, медь, золото, флюорит, барит, корунд, галенит, топаз, ал-
маз, апатит.
Благодаря присутствию изоморфных примесей элементов — магни-
тофоров, а также наличию механических включений, некоторые обычно
Рис. 34. Лабораторный электромагнит
1 — полюсы; 2 — выключатель; 3 — выключатели сопротивления, 4 — вы-
прямитель, 5 — предметный столик с кремальерой, 6 — предметное
стекло; 7 — раздетяемыЙ концентрат
немагнитные минералы могут выделяться в электромагнитную фрак-
цию. В свою очередь отдельные минералы последней, например безже-
лезистые гранаты, слюды, турмалин, частично диопсид, форстерит, без-
железистый и не содержащий TR сфен и другие, могут при сепарации
проходить в немагнитную фракцию.
Электромагнитная сепарация обычно осуществляется при помощи
электромагнита, питаемого от осветительной сети, аккумулятора или
батарей. Для изменения напряжения магнитного поля в цепь включ-ают
переменное сопротивление. Напряжение может быть изменено (увели-
чено или уменьшено) и путем изменения расстояния между полюсами
электромагнита.
Имеется много различных конструкций электромагнитов и рабо-
тающих на том же принципе электромагнитных сепараторов.
На рис. 34 изображена одна из простейших конструкций электро-
магнита, работающего на переменном токе (через выпрямитель). Элек-
тромагнит имеет раздвижные полюсы, напряженность магнитного поля
регулируется сопротивлением.
В практике многих минералогических лабораторий вместо электро-
магнита пользуются постоянным магнитом высокой интенсивности.
Одна из наиболее удачных конструкций такого магнита предложена
А. Я. Сочневым — магнит типа С-5 (рис. 35). Изготовленный из спе-
циального сплава «Магнико», магнит Сочнева имеет четыре рабочих
зоны, позволяюшие последовательно отбирать четыре фракции минера-
лов с удельной магнитной восприимчивостью более 20—IO-6 CGSM:
ферромагнитную (магнетитовую), средиемагнитнуго (хромито-ильмени-
товую), слабомагнитную (гранато-вольфрамитовую) и очень слабо-
магнитную (монацитовую).
1 Обычно выделяется в немагнитную фракцию.
2 Обычно выделяется в электромагнитную фракцию.
SO
Рис. 35. Магнит типа С-5
конструкции А. Я. Со”-
нева
Электростатическая сепарация. Этот метод разделе-
ния минералов основан на их различной электропроводности.
По своему поведению в электростатическом поле все вещества, как
известно, разделяются на две группы: проводники и диэлектрики. По-
падая в электростатическое поле, диэлектрики поляризуются, диполи
отдельных молекул в них ориентируются в направлении поля. В резуль-
тате на поверхности частиц возникают фиктивные заряды, имеющие
противоположные знаки по сравнению со знаками электродов (к поло-
жительному электроду обращен отрицательный фиктивный заряд ди-
электрика и наоборот).
Проводники в аналогичных условиях электризуются по влиянию и
на поверхности частиц возникают противопо-
ложные по знаку избыточные положительный
и отрицательный заряды, которые могут быть
легко разделены.
При соприкосновении с электродом про-
водники быстро заряжаются одноименно с ним
и отталкиваются от электрода. Диэлектрики
также перезаряжаются, но значительно мед-
леннее.
Простейшим приспособлением для разде-
ления смеси минералов в электростатическом
поле является хорошо знакомая многим по
школьным опытам физики эбонитовая палоч-
ка, электризующаяся отрицательно при трении
о шерсть. Если к смеси мелких минеральных зерен, расположенных на
поверхности какого-либо проводника (например, на металлической пла-
стинке), поднести заряженную эбонитовую палочку, то минералы, обла-
дающие хорошей проводимостью, притянутся ею, тогда как зерна пло-
хих проводников останутся на
пластинке. Этим простейшим спо-
собом ругил может быть отделен
о г касситерита, а зерна этого по-
следнего — от сходных с ним зе-
рен темноокрашенного циркона.
Более совершенные способы
разделения минералов осущест-
вляются при помощи электроста-
тических сепараторов, одна из
простейших конструкций которых
схематически изображена на рис.
36 (по Олофинскому, 1953).
Электроды сепаратора пред-
ставлены заземленными вращаю-
щимся барабаном (1), острием
(2) и газовой (неоновой) трубкой
(5). Острие и газовая трубка за-
ряжаются отрицательно с разни-
цей потенциалов между 1 и 2 =
= 15—20 кв. Разделяемый мате-
риал поступает из бункера (4) и
Рис 36. Схема электростатциеского сепа-
ратора с газовым электродом
(пэ Н. Ф. Олофинскому)
/ — вращающийся барабан; 2 — острие, 3~ газо-
вая трубка, 4 — бункер; 5 — питатель, 6 — отгра-
ничивающие пластины, 7 — щетка; 8 — экрани
рующая пласiина
подается на барабан специаль-
ным регулирующим питателем (5). Часть положительного электрода
(барабана) экранируется пластинкой (8).
При достаточной разности потенциалов вблизи острия начинается
ионизация молекул воздуха и создается поток ионов, направленный от
острия к барабану («электрический ветер»). Отрицательные ионы осе-
91
а
Рис 37 Схема барабанного корон-
ного сепаратора (по Н. Ф. Оло-
финскому)
1 — бункер; 2— распределитель; 3 — вра-
щающийся барабан, 4— коронирующии
электрод, 5 — экран из диэлектрика,
6 — рама, 7 — щетка; 8—делительные плос-
кости приемного бункер!, I, II, III —отде-
ления приел1ного бункера
дают на поверхности сепарируемых минеральных зерен, находящихся
в электростатическом поле, и увеличивают их заряд.
Зерна проводников практически мгновенно передают заряд бара-
бану, перезаряжаются отрицательно, отклоняются от барабана по той
или иной траектории (в зависимости от проводимости) и попадают в
специальный приемник. Минеральные частицы с худшей проводимостью
перезаряжаются медленнее и попадают в другой приемник. Наконец,
плохие проводники увлекаются барабаном, удаляются с его поверхно-
сти вращающейся щеткой (7) и собираются в отдельном приемнике.
Варьируя положение отграничивающих плоскостей (6), скорость
вращения барабана и разность потен-
циалов, в сепараторах такого типа
удается выделить очень узкие по со-
ставу (а иногда и мономинеральные)
фракции. Этим способом могут быть
разделены рутил от циркона, ильменит
от других рудных минералов, кассите-
рит от сульфидов, шеелит от пирита,
алмаз от сопутствующих ему других
минералов и т. д.
На принципе «электрического вет-
ра» основано и деление в электроста-
тическом поле при помощи так назы-
ваемого коронного разряда, возникаю-
щего при соответствующей разности
потенциалов вблизи тонкого электрода.
Ионы газа (воздуха), образую-
щиеся вблизи коронирующего электро-
да, передвигаются к заземленному вто-
рому электроду (барабану) и заряжа-
ют отрицательно все минеральные ча-
стицы, попадающие в межэлектродное
пространство. Минеральные зерна притягиваются к этому электроду,
осаждаются на нем и после перезарядки попадают в тот или иной при-
емник. Схема лабораторного барабанного коронного электросепара-
юра показана на рис. 37 (по Олофинскому).
По поведению в поле коронного разряда Н. Ф. Олофинский все
минералы разделяет на три группы — хорошо проводящие, полупрово-
дящие и непроводящие (табл. 7). Минералы крайних групп в мелких
зернах (<1 мм) легко разделяются друг от друга.
Для лучшего разделения на электростатическом сепараторе по-
верхность минеральных зерен иногда активизируют увлажнением или
специальной обработкой концентрата различными реагентами. Раз-
ность потенциалов, необходимая для разделения минеральных смесей,
зависит в основном ог электропроводности минерала и в меньшей сте-
пени от состояния поверхности частиц и формы зерен.
Специальные исследования Г. Джонсона (Олофинский, 1953) пока-
зали, что на поведение минеральных частиц в электростатическом поле
оказывает существенное влияние знак электродов. Одни из .минералов
при перемене знака электродов всегда отклоняются в сторону электрода
только одного какого-либо знака. Минералы, отклоняющиеся только
к положительному электроду, получили название «обратимых положи-
тельно» — ОП, а минералы, отклоняющиеся только к отрицательному
электроду «обратимых отрицательно» — 00. Другие минералы не реа-
1ируют на перемену полярности электродов, являются «необратимы-
ми»— НО. Наиболее легко, по данным Джонсона, происходит разде-
ление обратимых минералов, имеющих разные знаки. В табл. 8 приво-
дятся данные Джонсона, характеризующие отношение разных минера-
92
Таблица 7
Поведение некоторых минералов при делении на коронном сепараторе
(по Олофинскому)
Хорошо проводящие Поду проводящие Непроводящие
Арсенопирит Антимонит Алмаз
Г аленит Висмутин Апатит
Гематит Вольфрамит Барит
Графит Гранат (железистый) Берилл
Золото Гюбнерит Биотит
Ильменит Касситерит Гранат (маложелезис-
Ковеллин Киноварь тый)
Магнетит Корунд Ксенотим
Молибденит Сидерит Монацит
Борнит Смитсонит Роговая обманка
Пиролюзит Сфалерит Сподумен
Пирротин Фаялит Сфалерит (клейофан)
Платина Циркон (ожелезнепный) Турмалин
Рутил Флюорит
Серебро Циркон
Танталит Шеелит
Тетраэдрит Шпинель
Титаиомагнетит
лов к ориентировке поля и разности потенциалов, необходимые для
отклонения траектории падающих минеральных зерен от вертикали.
Таблица 8
Величина отклоняющей разности потенциалов и обратимость в электростатическом
поле для некоторых минералов (по Джонсону, из работы Олофинского)
Минерал Разность потенциалов, кв 05 Ь Q. О ю о О S Минерал Разность потенциалов, кв Обрати- мость
Графит 2,8—3,588 НО
Борнит 4,68 НО
Халькопирит 4,68 НО
Пиролюзит 4,68 НО
Биотит . 4,836 НО
Флюорит 5,148 но
.Марказит 5,460 но
Хромит 5.616 но
Барит 5,772 но
Серпентин 6,084 оп
Моноклинный пироксен . 6,084 оо
Гематит 6,24 но
Шмальтин 6,39 НС
Монацит 6,552 но
Халькозин 6,552 но
Пирротин 6,552 но
Г аленит 6,864 но
Антимонит 6,864 но
Молибденит 7,02 но
Ильменит 7,02 но
Сидерит 7,176 00
Рутил 7,332-8,892 но
Энстатит 7,800 00
Магнетит 7,80 но
Никелин 7,80 но
Ангидрит 7,80 ОП
Пирит 7,80 но
Вольфрамит 7,832 но
Доломит 8,268 оп
Сфалерит 8,58 00
Лимонит 8,58 но
Магнезит 8,58 оп
Родохрозит 8,58 но
Шеелит 8,58 но
Каламин 9,048 ио
Оливин 9,204 оп
Дистен 9,204 но
Аксинит 10.296 оо
Циркон 11,076- Оо,
11,70 ОП
Апатит 11,70 оп
Вульфенит 11,70 НО
Смитсонит 12,48 ОО
Топаз 12,48 оп
Корунд 13,728 но
Гранат 12,48—18,00 но
Диэлектрическая сепарация. Этот метод разделения
минеральных смесей основан на различном поведении проводников и
непроводников в электрическом поле, создающемся около электродов
в непроводящей жидкой среде. Вблизи электродов, помещенных в не-
93
проводящую жидкость, возникает электрическое поле, линии которого
сходятся в концах электродов. Если в это поле поместить смесь мине-
ралов, то частицы, характеризующиеся лучшей проводимостью (боль-
шей диэлектрической постоянной е),по сравнению со средой, будут пе-
ремещаться в те участки поля, где напряженность его является макси-
мальной и притянутся к электроду; минералы с диэлектрической по-
стоянной меньшей е жидкости, будут отталкиваться от электрода.
На этом принципе основано разделение минеральных смесей и кон-
центратов в лабораторных приборах и диэлектрических сепараторах
Описание их, а также методики разделения и характеристику приме
няемых сред можно найти в работах Е. В. Рожковой и Л. В. Проску-
ровского (1957) и Н. Ф. Олофинского (1953).
Простейший из этих приборов представляет собой стеклянный со-
суд с вставляемой в него решеткой из изолированных друг от друга
металлических прутьев, соединенных поочередно с двумя концами про-
вода переменного тока (200—250 в). На концах этих прутьев — электро-
дов и происходит выделение минералов. Подбирая жидкие диэлектрики
с диэлектрической постоянной, имеющей промежуточное значение меж-
ду диэлектрическими постоянными минералов, можно последовательно
разделить последние на относительно узкие фракции.
Диэлектрические постоянные жидких сред, употребляемых для се-
парации, приведены в табл. 9.
Таблица 9
Диэлектрические постоянные некоторых жидкостей
Жидкость Диэлектрическая постоянная е Жидкость Диэлектрическая постоянная е
Гексан 1.85 Амиловый спирт . . 16,0
Керосин 2,0 Двухлористый этилен 18,6
Четыреххлористый угле- 2,24 Ацетон ... 23,07
род Этиловый спирт 26,8-33,0
Бензол 2,29 Нитротолуол 27,4
Толуол 2,29 Метиловый спирт . . 53,7
Ксилол 2,6 Нитробензол . . . . 36,0-37,9
Бромоформ . ... 4,5 ФУРФУРОЛ 42,0
Хлороформ 5,2 Диметилсульфат . . . 55,0
Анилин 7,3 Глицерин . .... 36,2
Тетрахлорэтан .... 10,0 Вода (дистиллирован- ная) 70,0
Особенно удобно применение смесей взаимно растворяющихся
жидкостей с различными диэлектрическими постоянными, например
следующих пар: четыреххлористый углерод — метиловый спирт; керо-
син— нитробензол, бензол — фурфурол и др. Диэлектрическая постоян-
ная таких смесей находится в аддитивной зависимости от объемных
соотношений смешиваемых компонентов и может варьировать в широ-
ких пределах.
Сведения о диэлектрических постоянных минералов, имеющиеся
в литературе, немногочисленны и разноречивы; последнее, вероятно,
обусловлено изменчивостью свойств минералов, зависящих от их
состава
Имеющиеся данные сведены в табл. 10, основанную на материа-
лах Е В Рожковой и Л. В. Проскуровского (1957), J. L. Rosenholz и
D. Т. Smith (1936).
Описанным методом могут быть разделены минералы, различаю-
щиеся по величине диэлектрической постоянной более чем на еди-
ницу 8.
94
Таблица 1.')
Диэлектрические постоянные некоторых минералов
Минерал Диэлектрическая постоянная s Минерал Диэлектрическая постоянная з
По Рожковой и Проскуров- скому По Розенхоль- цу и Смиту По Рожковой| и Проскуров- ! скому По Рсзенхоль цу и Смиту
Монацит Лимонит 3,0-6,6 3,2 7,98 Целестин Везувиан 7,2 6,94
Шеелит 3,5 — Эгирин 7,2 —
Циркон 3,6-5,2 7 09 Топаз 7,4 6,09
Сфен 4,0-6.6 5,63 Диоптаз 7,6 —
Ортит 4,2 — Реальгар 7,6 —
Альмандин 4,3 6,25 Тремолит 7,6 7,03
Малахит 4,4 — Спессартин 7,6 —
Родонит 4,6 — Гроссуляр — 7,64
Апатит 4,8 5,72 Самарскит 7,7 —
Роговая обманка . • 4,9-5,8 7,37 Андрадит 8,2 6,35
Эвксенит 5,2 — Энстатит — 8,23
Сидерит 5,2 6,78 Андалузит ..... — 8,28
Сфалерит — 5,29 Геденбергит . . . •— 8,99
Турмалин 5,6 5,17 Силлиманит .... — 9,29
Корунд 5,65-6,35 5,35 Диопсид 10,0 7,16
Дистен 5,7 7,18 Серпентин 10,0 —
Эшинит 5,8 —- Биотит 10,3 9,28
Азурит 6,0 — Антофиллит .... 10,5 —
Ангидрит — 6,09 Магнезит 10,6 —
Киноварь ..... 6,2 — Рутил 10,6 5,85
Эпидот 6,2 6,18 Гетит .— 11,70
Борнит 6,2-?,9 7,86 Касситерит .... — 27,75
Флюорит 6,2-8,5 7,11 Ильменит .— 33,7—81,0
Доломит 6,3-8,2 8,45 Магнетит — 33,7-81,0
Хлорит 6,6 8,63 Пирит — 33,7—81,0
Актинолит . ... 6,6 6,82 Гематит — >81
Авгит — 6,72 Пирротин — >81
Оливин — 6,77 Г аленит — >81
Шпинель Ставролит . ... Гиперстен Хлоритоид- 6,9 6,77 6,80 6,85 Графит I >81
Л1етоды минералогического изучения
Каждая из фракций, получающихся при сепарации концентратов,
подвергается минералогическому изучению.
Основным методом приближенной диагностики минералов при
этом обычно является изучение их под бинокулярным микроскопом.
При достаточном навыке минералог без труда диагностирует три или
четыре десятка минералов, широко распространенных в россыпях и
концентрирующихся в отдельных фракциях. Он определяет эти мине-
ралы по форме зерен, их окраске, блеску, прозрачности, внутренним
рефлексам, характеру поверхности окатанных частиц, по наличию или
отсутствию на них пленок вторичных продуктов изменения и по ряду
других, иногда с трудом поддающихся описанию, но весьма характер-
ных признаков, хорошо знакомых лицам, работающим в области мине-
ралогического анализа шлихов. Для этих обычных минералов россыпей
сравнительно редко приходится прибегать к тем или иным точным ме-
тодам исследования, применяемым лишь для уточнения состава мине-
рала или для проверки правильности визуальной диагностики.
95
Для малораспространенных в россыпях минералов, сравнительна
редко встречающихся в практике минералогического анализа концент-
ратов и шлихов, часто оказывается необходимым определение простей-
ших физических констант и в ряде случаев производство качественных
химических испытаний, или же применение других методов минерало-
гического и кристаллографического исследования.
Среди методов, применяемых при минералогическом изучении кон-
центратов обогащения россыпей, можно выделить следующие пять
групп: 1) физические, 2) кристаллооптические, 3) химические, 4) рент-
генометрические, 5) радиометрические и радиографические методы ис-
следования. Для оценки содержания минералов в концентратах или
шлихах применяются методы количественно-минералогического анализа
Изложение основ каждого из названных методов и описание после-
довательности и техники производимых при их практическом приме-
нении операций можно найти в специальных руководствах, главнейшие
из которых указаны ниже. Здесь мы характеризуем лишь некоторые
из этих методов главным образом со стороны практического их прило-
жения к изучению минерального состава концентратов и шлихов.
Физические методы. Простейшими физическими свойствами,
определяемыми при изучении россыпных литералов, являются их твер-
дость, удельный вес и черта. В большинстве случаев эти свойства при-
ходится определять для единичных и мелких зерен, для которых зача-
стую непригодны способы, применяемые в обычной практике минера-
логического исследования при изучении крупных минеральных инди-
видов.
Черта минералов определяется ко цвету тонкого порошка, получае-
мого при раздавливании зерен на фарфоровом бисквите или на простом
предметном стекле. Наблюдения производятся под бинокулярным ми-
кроскопом, причем одновременно устанавливается характер распреде-
ления окраски в минеральных зернах и степень их прозрачности.
Твердость минералов в обычных единицах шкалы Мооса или с при-
менением твердометров может быть найдена только для относительно
крупных зерен (более 1 мм в поперечнике), которые можно закрепить
в специальную держалку или монтировать в какой-либо цементирующей
среде (для испытания на твердомстре). В большинстве случаев при
исследовании минералов шлихов определение твердости заменяют испы-
танием зерен на прочность или сопротивление раздавливанию. Получае-
мая при этом качественная характеристика зависит не только от твер-
дости минерала, но и от числа и совершенства направлений спайности
в кристаллах, а также от агрегатного сложения испытуемых частиц1.
Несмотря на приближенность, находимая величина — «раздавливае-
мость минералов» — оказывается весьма важным их диагностическим
признаком и в ряде случаев позволяет достаточно надежно диагности-
ровать минерал. Например, окатанные зерна голубой шпинели, иногда
по внешнему виду и блеску сходные с зернами анатаза, могут быть
весьма просто отличимы от последних только по своему значительному
сопротивлению раздавливанию, без применения других методов. Точно
так же монацит в окатанных или неправильных зернах легко отличим
от сходных с ним по окраске, блеску и прозрачности зерен ставролита,
желтого андрадита, циркона и некоторых других минералов.
В практике минералогического исследования обычно все минералы
по степени их сопротивления раздавливанию разделяют на следующие
пять труп: а) минералы, раздавливающиеся очень легко; б) минералы,
раздавливающиеся легко; в) минералы, раздавливающиеся средне;
1 Как правило частицы минералов, имеющие агрегатное сложение, показывают
меньшее сопротивление раздавливанию по сравнению с монокристальными зернами
того же размера.
96
г) минералы, раздавливающиеся с трудом; д) минералы, раздавливаю-
щиеся с большим трудом.
Перечень некоторых минералов россыпей, относящихся к каждой
из названных групп, приведен в табл. 11.
Таблица II
Сопротивление раздавливанию некоторых минералов в мелких зернах
Раздавливаются очень легко Раздавливаются легко Раздавливаются средне Раздавливаются с ТПУДОМ Раздавливаются большим трудом
Аннабергит Адамин Гетит Авгит Алмаз
Антимонит Азурит Г иперстен Аксинит Альмандин
Биотит Анатаз Глаукофан Андалузит Брукит
Вад Ангидрит Диопсид Андрадит Корунд
Висмутин Англезит Дистен Бадделеит Осмистый
Крокоит Барит Клиноцоизит Везувиан иридий
Огенцт Бисмутит Койвинит Гельвин Пироп
Прустит Борнит Ксенотим Гематит Рутил
Реальгар Ванадинит Марказит Г россуляр Турмалин
Торбернит Вольфрамит Пирохлор Ильменит Шпинель
Хлориты Вульфенит Псиломелан (Касситерит)
Эритрин Г аленит Роговая обманка Кобальтин
Доломит Самарскит Колумбит
Киноварь Силлиманит Лопарит
Магнезит (Смитсонит) Лейкоксен
Миметезит Сфен Оливин
Монацит Тетраэдрит Ортит
Пиролюзит Борнит Перовскит
Пироморфит Халькопирит Пириг
Повеллит Хлоритоид Пьемонтит
Сидерит (Шеелит) Родонит
Скородит Циртолит Топаз
Стронцианит Цоизит Уваровит
Сфалерит Эгирин Фергусонит
Флоренсит Хромшпине-
Флюорит ЛИДЫ
Целестин Циркон
Церуссит Шмальтин
Шорломит Эвксенит
Эпидот Эшинит
Испытание зерен минералов на раздавливаемость производится на
предметном стекле при помощи стеклянной палочки с пришлифованным
концом (см. ниже). Зерна некоторых минералов при этом не раздавли-
ваются, но деформируются, обнаруживая свойства гибкости (хлориты,
гидратизированные слюды) или ковкости (самородные металлы, арген-
тит). Для этих минералов испытание на твердость производится путем
нажатия острием медной или стальной иглы, оставляющим на поверх-
ности зерен углубления (ямки) с гладкими краями.
Стальная и медная иглы оставляют углубление на минералах мяг-
ких (золото, серебро, медь, свинец, олово, аргентит); стальная
игла — только на минералах твердых (платина).
Определение удельного веса минералов в одиночных (или немно-
гих) мелких зернах представляет большую трудность и к нахождению
этой константы прибегают сравнительно редко. Наиболее пригодны для
таких определений два метода: метод погружения и упрощенный микро-
пикнометрический метод, разработанный М. М. Василевским (Руденко
и Василевский, 1957).
Для определения удельного веса минералов методом погружения
пользуются набором тяжелых жидкостей с различными плотностями.
Удельный вес минерала, зерна которого погружаются в какой-либо
жидкости, но всплывают в следующем по плотности эталоне набора,
7 А. А. Кухаренко 97
очевидно, находится в интервале, соответствующем плотности обоих
эталонов.
Наиболее пригоден для определения удельного веса минеральных
зерен набор, составленный на основе жидкости Клеричи, разбавляе-
мой дистиллированной водой в соответствующих пропорциях (до
удельного веса 3,0). Эталоны с меньшей плотностью можно составить
на основе жидкости Туле.
Плотность приготовляемых эталонов устанавливается пикнометри-
чески. Эталоны хранятся в специальных флаконах с притертыми проб-
ками, где и производятся испытания минеральных зерен. Наблюдения
Рис 38 Установка М М Василевского
для микропикнометрического опрсделегия
удельного веса минералов
над поведением зерен в эталон-
ных жидкостях производятся
под бинокуляром.
Микропикнометриче с к и й
метод определения удельного
веса минеральных зерен, пред-
ложенный М. М. Василевским,
является более точным, но тре-
бует больших количеств мате-
риала (не менее 10—15 мг).
Сущность этого метода заклю-
чается в следующем.
Калиброванную закрытую
с одного конца стеклянную
трубку с внутренним диамет-
оом 1—3 мм (выбираемым в
зависимости от крупности зе-
рен минерала и величины на-
вески), монтированную верти-
кально в поле зрения микро-
скопа при горизонтальном по-
ложении тубуса, заполняют до
известного уровня какой-либо
подвижной, хорошо смачиваю-
щей жидкостью. Положение
мениска замечают на шкале
окуляр-микрометра микроскопа. Затем через микроворонку в трубку
засыпают навеску изучаемого минерала и фиксируют новое положение
мениска. Зная внутренний диаметр трубки, по разности отсчетов нахо-
дят приращение объема, заполняющего трубку материала, очевидно,
соответствующее объему испытуемой пробы. Определив последний и
зная величину взятой навески, нетрудно рассчитать удельный вес ми-
нерала.
Исследования, проведенные М. М. Василевским, показали, что опи-
санный выше метод при навеске 10—15 мг вещества позволяет находить
удельный вес минерала с точностью до 2—3 единиц второго знака пос-
ле запятой. Общий вид установки М. М. Василевского для определения
удельного веса минералов микропикнометрическим методом изобра-
жен на рис. 33.
Кристаллооптические методы. Диагностика минералов
и определение их состава по оптическим свойствам являются весьма
распространенными в практике минералогического исследования и
весьма эффективными методами изучения минералов. Наиболее широ-
кое применение в этой группе методов получили иммерсионный метод
в сочетании с некоторыми другими методами кристаллооптического ана-
лиза, а также люминесцентный метод. Сравнительно редко при изуче-
нии минерального состава концентратов и шлихов применяются другие
методы кристаллооптического исследования — изучение минералов в
прозрачных шлифах (путем монтировки зерен в каком-либо цементе
или в канадском бальзаме и последующей пришлифовки препарата) и
в отраженном свете (минераграфия).
Иммерсионный метод применим преимущественно для прозрачных
минералов и в меньшей степени для так называемых «рудных» минера-
лов, непрозрачных в обычных петрографических шлифах.
Сущность этого метода заключается в исследовании под микро-
скопом оптических свойств минеральных зерен, помещенных в опти
чески изотропную среду, имеющую определенный показатель прелом-
ления. При этом могут быть изучены главнейшие кристаллооптические
свойства минерала: его светопреломление, характер и ориентировка
оптической индикатрисы, абсорбция света в разных частях спектра и
до разным кристаллографическим направлениям (полихроизм) и явле-
ния дисперсии.
Основы иммерсионного метода, равно как и других сопряженных
с ним методов кристаллооптического анализа, изложены во многих спе-
циальных руководствах: II. Е. Веденеевой (1933, 1937), Г. Б. Бокия
(1948) и др. и особенно полно и разносторонне в руководстве В. Б. Та
тарского (1949). Необходимыми пособиями при изучении минералов
кристаллооптическими методами являются справочники Е. Ларсена
и Г. Бермана (1937), а также А. Н. Винчелла и Г. Винчелла (1953).
В ряде случаев уже простое рассмотрение под микроскопом мине-
ральных зерен в жидкости со светопреломлением канадского бальзама
(«= 1,54) позволяет выяснить основные оптические характеристики ми-
нерала, приближенно оценить величину его светопреломления и уста-
новить принадлежность исследуемого минерала к той или иной группе.
В этих случаях роль иммерсионного метода зачастую сводится к про-
верке сделанного предположения и уточнению предварительной диагно
стики минерала.
Иногда достаточно беглого взгляда на иммерсионный препарат для
того, чтобы убедиться в правильности или ошибочности сделанного
предположения. Приведем несколько простейших примеров.
1. Встретив в тяжелой немагнитной фракции шлиха изометриче-
ские зерна минерала, имеющего зеленовато-голубую окраску и сильный
блеск, минералог предварительно определяет их как шпинель, анатаз
или корунд; в иммерсионном препарате с жидкостью (п=1,54) минерал
анизотропен, имеет очень сильный оптический «рельеф» и высокое дву
преломление. Следовательно, минерал не может быть шпинелью или
корундом и, по всей вероятности, является анатазом, для подтвержде
ния чего достаточно определения осности и оптического знака минерала
и нахождения не обнаруженной при визуальном изучении характерной
для анатаза спайности.
2. Встретив в электромагнитной фракции остроугольные непра
вильные зерна желто-коричневого минерала, прозрачные, со стеклян-
ным блеском, без видимой спайности, минералог предположительно
определяет минерал как ставролит; другие возможные минералы — ан-
драдит, сфен, бурый гельвин. В иммерсионной жидкости с п— 1,740
зерна минерала анизотропны, не имеют оптического рельефа, обнару
живают интерференционную окраску первого и второго порядков и
характерный полихроизм. Следовательно, изучаемый минерал не может
быть андрадитом, сфеном или гельвином (отпадают и некоторые другие
возможные предположения), но является ставролитом, что может быть
подтверждено более точным измерением показателей преломления ми-
нерала и определением его оптического знака по коноскопической фи-
гуре.
3. Остроугольные неправильные зерна черного цвета, непрозрач-
ные, с сильным полуметаллическим или смолистым в изломе блеском,
встреченные в электромагнитной фракции, предположительно опре-
7* 99
.ценены как ильменит или хромшпинелид. В иммерсионном препарате
под микроскопом, с введением конденсора, минерал просвечивает бу-
рым, в тонких частицах — прозрачен, при скрещенных ииколях—изо-
тропен. Этими свойствами из двух названных минералов обладает
только хромшпинелид.
В тех случаях, когда морфологические признаки и другие визуаль-
но наблюдаемые свойства минерала не дают достаточных данных для
предварительной его диагностики, предпринимают систематическое изу-
чение кристаллооптических свойств минерала, последовательно опреде-
ляя его наиболее важные оптические константы.
Прежде всего в одной
Рис. 39. Ступка для раздавлива-
ния мелких зерен
/—стеклянная трубка, ? —стеклянная
палочка; 3 — предметное стекло
из жидкостей средней части иммерсиои-
ного набора (целесообразнее всего з
жидкости с п= 1,540) устанавливают
изотропность или анизотропность мине-
рала, а в последнем случае — характер
оптической анизотропии: осность и опти-
ческий знак. Одновременно изучается ха-
рактер погасания минерала относительно
элементов ограничения зерен, его окрас-
ка, полихроизм (для окрашенных анизо-
тропных минералов) и приближенно оце-
нивается величина светопреломления. Во
избежание потери минерала для прозрач-
ных и достаточно мелких частиц эти про-
стейшие наблюдения рекомендуется про-
изводить, не раздавливая зерен.
Для часто встречающихся в россыпях
минералов такое предварительное изуче-
ние зерен под микроскопом в большинст-
ве случаев позволяет предположительно определить минерал или резко
ограничить круг возможных объектов. Дальнейшие исследования обыч-
но сводятся к проверке сделанных предположений путем сравнения
свойств изучаемого минерала с табличными оптическими константами
предполагаемых минералов.
Для этих более точных наблюдений целые зерна или обломки кри-
сталлов часто оказываются непригодными, и исследователь вынужден
измельчать зерна до тонкого порошка.
Во избежание потери вещества наиболее целесообразно эту опе-
рацию производить при помощи специальной ступки. Последняя
(рис. 39) изготовляется из отрезка стеклянной трубки с внутренним
диаметром 3—5 мм и стеклянной палочки, свободно входящей в полость
трубки. Оба конца трубки и палочки пришлифовываются.
Изучаемое зерно помещают на обычное предметное стекло, покры-
вают трубкой, плотно прижимаемой к стеклу, и затем раздавливают
1#алочкой. Все осколки и тонкий порошок, образующиеся при дроблении
зерна, при этом располагаются на предметном стекле в пределах круга,
соответствующего внутреннему диаметру трубки.
Одновременно с подготовкой материала для иммерсионно-кристал-
лооптического изучения этим способом оценивают сопротивляемость
минерала раздавливанию (см. выше). Иммерсионный препарат реко-
мендуется приготовлять на другом предметном стекле, оставляя первое
(с порошком) в качестве резерва материала.
Препарат приготовляют следующим образом. На середину пред-
метного стекла концом пробки от иммерсионного флакона наносят
маленькую каплю той или иной жидкости, затем смачивают в этой
капле острие препаровальной иглы, касаются им порошка, находяще-
гося на первом стекле, и переносят прилипшие частицы в каплю. После
этого капля с порошком минерала покрывается маленьким покровным
100
стеклом, получающимся из обычных (применяемых для изготовления
шлифов) покровных стекол путем разрезания их на 9 частей. Такш
маленькие покровные стекла снижают расход иммерсионных жидко-
стей, ограничивают возможность потери зерен при смене жидкостей
и значительно упрощают последнюю операцию. Все указанные операции
производятся на предметном стекле бинокулярного микроскопа.
В некоторых случаях рекомендуется предварительное закрепление
частиц порошка на предметном стекле путем помещения их в каплю
слабого раствора желатина или воды и осторожного подсушивания
препарата. Такой способ приготовления препарата имеет свои преиму-
щества— обеспечивает сохранность минерала — и недостатки—-препят-
ствует перемещению и поворачиванию частиц в иммерсии, что нередко
бывает необходимо.
В приготовленном тем или другим способом препарате определяют
показатели преломления минерала и одновременно с этим производят
наблюдения над другими его оптическими свойствами: устанавливают
осность и оптический знак анизотропных минералов, находят элементы
кристаллографической ориентировки оптической индикатрисы, для дис-
пергирующих минералов — определяют характер и величину дисперсии
ч т. п. Наиболее подробное и систематическое изложение методики
всех этих кристаллографических определений можно найти в руковод-
стве В. Б. Татарского по кристаллооптике и иммерсионному методу
(1949). Мы ограничимся здесь лишь краткой характеристикой некото-
рых методов, главным образом со стороны их практического прило
жения.
Определение показателя преломления минерала производится пу-
тем подбора двух иммерсионных сред, одна из которых имеет более
высокое светопреломление, чем изучаемый минерал, а другая — более
низкое. Чем меньше интервал между двумя этими средами — эталона
ми, тем более точно может быть определено светопреломление ми
нерала.
В качестве иммерсионных сред обычно применяют различные орга-
нические жидкости, смешивающиеся между собой и составляющие на-
бор из 50—100 эталонов, в котором смежные эталоны различаются по
величине светопреломления на 0.003—0,013.
Наиболее высокопреломляющей жидкостью («=1,780—-1,783) в
стандартных иммерсионных наборах обычно является насыщенный рас
1вор серы в йодистом метилене1. Еще более высокопреломляющие
жидкости получают на основе растворов серы, трехбромистого мышь-
яка и дисульфида мышьяка в йодистом метилене (жидкость Мейро-
витца, «=1,740—2,003), а также растворов желтого фосфора и серы в
йодистом метилене («max = 2,05).
Более высокие показатели преломления определяют в иммерсион-
ных сплавах. Последние изготовляются из смесей пиперина с йодидами
мышьяка и сурьмы (до п = 2,1) и серы с селеном (« от 2,1 до 2,7), сме-
шивающихся во всех пропорциях и дающих легкоплавкие, прозрачные,
однородные сплавы.
Для нахождения показателя преломления минерального зерна его
помещают вместе с крупинками того или иного сплава на предметное
стекло, покрывают покровным стеклом и осторожно нагревают на спир-
товке или на электрической плитке. После начала плавления сплава
покровное стекло плотно прижимают к предметному и препарат быстро
охлаждают.
1 Состав отдельных иммерсионных жидкостей, характеристика их свойств, дис-
персии, описание методики измерения показателей их преломления и ряд других све-
дений, касающихся иммерсионных сред и их применения, можно найти в руководствах
В Б. Татарского (1949), Н. Е. Веденеевой (1933), а также в справочнике Е Ларсена
я Г. Бермана (1937).
101
-П
Рис. 40. Схема возникновения эф-
фекта Бекке
П
о
0
Сравнение показателей преломления минерала и той или иной
иммерсионной среды производится посредством наблюдения эффекта
Бекке. Сущность его заключается в следующем. Ввиду полного вну-
треннего отражения некоторых лучей, граница раздела двух веществ,
имеющих разные показатели преломления П\ и п2, будет иметь большую
степень освещенности со стороны более высокопреломляющей среды.
При рассмотрении этой границы под микроскопом и постепенном дефо-
кусировании объектива на некоторую плоскость II—II, лежащую выше
объекта (рис. 40), область с избыточным освещением («полоска Бекке»)
будет смещаться в сторону соеды с более высоким светопреломлением.
При опускании тубуса микроскопа и фокусировке оптической сис-
темы на плоскость 0—0, лежащую ниже объекта, будет наблюдаться
проекция области с избыточным освещением на эту плоскость и полоска
Бекке будет казаться смещенной в
сторону среды с меньшим светопре-
ломлением. Обычно пользуются про-
стым мнемоническим правилом: при
поднятии тубуса микроскопа полос-
ка Бекке смещается в сторону «по-
ложительного» минерала (имеюще-
го большее светопреломление); при
опускании тубуса она смещается на
«отрицательный» минерал (с мень-
шим светопреломлением).
Чем больше разница в свето-
преломлении соприкасающихся ве-
ществ, тем резче выражен эффект
Бекке. Однако при значительной разнице показателей этот эффект ста-
новится неотчетливым. В этих случаях, а также для очень мелких зерен,
наблюдается не движение отдельных полосок, а суммарный эффект:
общее просветление зерен высокопреломляющего минерала при подня-
тии тубуса микроскопа и общее потемнение его — при опускании тубуса
В тех случаях, когда показатели преломления минерала и иммер-
сионной среды достаточно близки (разница в пределах 0,001—0,003),
наблюдается так называемый дисперсионный эффект. Вследствие не-
одинаковой преломляемости лучей с различной длиной волны граница
раздела минерала и иммерсионной среды (или двух соприкасающихся
минералов) окрашивается в дополнительные цвета: красноватый — со
стороны менее высокопреломляющего объекта и голубоватый—со сто-
роны более высокопреломляющего. Явление Бекке в этих случаях те-
ряет свою четкость и вместо одной белой полоски обычно наблюдаются
две цветные, двигающиеся и в сторону минерала, и в сторону иммер-
сионной среды. Одна из этих полосок (красная или голубая, в зависи-
мости от части спектра, в которой совпадают показатели преломления
соприкасающихся веществ) обычно является более подвижной.
Наиболее четко эффект Бекке наблюдается при расположении
объекта в центре поля зрения микроскопа при диафрагмировании кон-
денсора и с применением среднего объектива (8—20Х).
Вторым способом сравнения показателей преломления минерала и
иммерсионной среды является так называемый метод «заслонки», или
метод косого освещения. Если затемнить поле зрения с одной какой-
либо стороны, вводя заслонку в одно из мест оптической системы, где
происходит схождение лучей (например, вводя край гипсовой пластинки
в прорез тубуса микроскопа или же затемняя поле зрения оправой
верхнего николя), то равномерность освещения минеральных зерен на-
рушается. Вследствие экранирования части лучей, зерна с одной из
сторон будут казаться затемненными, а с другой — освещенными более
ярко. Если затемнение зерен происходит с той же стороны, с которой
102
цвет, а противоположные —
Рис. 41. Схема эффекта
косого освещения
а — показатель преломления
минерала больше, чем у им-
мерсионной среды; б — по-
казатель преломления мине-
рала меньше, чем у средм
оптической оси или близких
введена заслонка (рис. 41, а), то минерал имеет большее светопрелом-
ление по сравнению с вмещающей средой, если же затемнится проти-
воположный край зерен, то светопреломление минерала меньше свето-
преломления иммерсионной среды (рис. 41, в).
Этот способ особенно, пригоден при резком различии показателей
преломления иммерсионной среды и зерен минерала, когда последние
приобретают грубый оптический рельеф и кажутся окруженными темной
каймой, препятствующей наблюдению полоски Бекке. В случае близо-
сти показателей преломления минерала и иммерсионной среды при
введении заслонки наблюдается цветной эффект: обращенные к заслон-
ке края зерен окрашиваются в голубой
в красноватый. Чем больше дисперсия
иммерсионной жидкости, тем отчетливее
наблюдается цветной эффект.
Определение показателей преломле-
ния с /помощью иммерсионных сред наи-
более прост для оптически изотропных
минералов. Для минералов анизотропных
находятся последовательно главные по-
казатели преломления: No и Ne в одно-
осных кристаллах, Ng, Nm и Np в кри-
сталлах, оптически двуосных. Для на-
хождения их выбираются определенные
разрезы оптической индикатрисы и иссле-
дуемое направление совмещается с на-
правлением колебаний лучей нижнего ни-
коля (зерно ставится на погасание). Для
одноосных кристаллов в любом сечении
достоверно определяется No, для дву-
осных достоверно определяется Nm—в
изотропных сечениях, перпендикулярных
к этому.
Другие главные показатели преломления находятся либо в опре-
деленных сечениях, когда параллельно плоскости столика микроскопа
располагаются Ne, Ng или Np кристаллов, возможность чего зависит
от характера ориентировки оптической индикатрисы относительно наи-
более развитых граней или элементов спайных ограничений кристал-
лов, либо статистическим способом. В последнем случае находятся Ng',
Np' или Ne', причем наибольшие и соответственно наименьшие из най-
денных значений показателей преломления принимаются за Ng, Np
и Ne согласно неравенствам: Ng>-Ng', Np<Np' для двуосных кри-
сталлов Ne> Ne' (для оптически положительных одноосных кристал-
лов) или Ne^Ne' (для оптически отрицательных). В двуосных кри-
сталлах за неимением подходящих разрезов иногда также статистиче-
ским способом определяют и Nm. При этом руководствуются следую-
щим соотношением: если для какого-либо зерна пX>Ng'>Np', то
Nm<njK; если nx<Np'<Ng', то Лгт>пж. Последовательно меняя им-
мерсионные среды и находя в случайных зернах испытуемого минерала
такие соотношения, когда Ng'Z>nXl > Np' и Ng" >пЖ1 >Np", мы тем
самым найдем значение njK2>Nm>nMl.
Если, выбрав косой разрез, характеризующийся низким двупре-
ломлением, измерить в нем Ng' и Np' минерала, то можно определить
интервал значений, в котором находится Nm: Ng'>-Nm~> Np'.
Для минералов, характеризующихся малым или средним углом
оптических осей и низким или умеренным двупреломлением, как указы-
вает В. Б. Татарский, о величине Nm можно с известным приближением
•судить по Ng' (для оптически отрицательных кристаллов) или по Np'
(для оптически положительных). Это вытекает из того обстоятельства,
103
что в оптически положительных двуосных кристаллах Nm по величине
ближе к Np, чем к Ng, для оптически отрицательных она ближе к Ng.
Величина двупреломления минералов определяется непосредствен-
но из разности найденных главных (или близких к ним) показателей
преломления. При высоком двупреломлении минерала, в случае бли-
зости одного из главных показателей преломления и светопреломления
иммерсионной жидкости, нередко наблюдается эффект псевдоабсорб-
ции, являющийся весьма важным диагностическим признаком для не-
которых минералов. Это явление заключается в том, что зерно мине-
рала в положении одного из угасаний приобретает резкий оптический
рельеф и сероватую окраску, а в другом положении, при повороте сто-
лика микроскопа на 90°, утрачивают рельеф и просветляется. Явление
Рис. 42 Вращающаяся игла для определения главных показателей
преломления минералов иммерсионным методом (по В. Б. Татарскому)
А —- вид в плане, / — предметное стекло, 2 и 4 — направляющие полоски;
3— игла, 5 — стекла, образующие камеру, б — покровное стекло, 7—барабан
8 — исследуемое зерно, 5 — деталь (обозначения те же)
псевдоабсорбции в соответствующих иммерсионных жидкостях отчет-
ливо наблюдается для ксенотима (п= 1,720), монацита (п= 1,782), кар-
бонатов и ряда других высокодвупреломляющих минералов.
В последнее время получает все более широкое распространение
иммерсйонный метод определения главных показателей преломления
анизотропных минералов с помощью вращающейся иглы, на острие
которой укрепляют исследуемое зерно. Острие иглы вводится в кю-
ветку с той или иной иммерсионной жидкостью. Путем поворота иглы
вокруг ее оси любое <из главных направлений в кристалле может быть
приведено в положение, параллельное плоскости столика микроскопа.
Впервые этот метод предложен Н. Е. Веденеевой и А. Колотушки-
ным (1934). В упрощенном варианте, сделавшем его общедоступным,
этот способ разработал J. Rosenfeld (1950), а также В. Б. Татарский
(1951), рассмотревшие практические приемы применения вращающейся
иглы.
Предложенное Дж. Розенфельдом приспособление имеет очень
простое устройство и может быть изготовлено своими силами. Оно со
стоит (рис. 42) из предметного стекла (/), на котором специальным
клеем приклеиваются пришлифованные полоски из стекла (2), в зазор
между которыми помещается игла (3). Для закрепления последней
приклеивают еще одну стеклянную пластинку (4) с косо сошлифован-
ным краем, направляющим движение иглы. Камеру для жидкости обра-
зуют две узкие стеклянные полоски (5), приклеенные на предметном
стекле по обе стороны острия иглы. Во время работы эти полоски по-
крываются кусочком покровного стекла (5). Для удобства вращения
иглы на толстый конец ее надевают пробку, или наворачивают полоску
смоченной клеем бумаги Зерно минерала на острие иглы приклеи-
104
вается жидким стеклом или, как рекомендует Татарский, расплавом
сегнетовой соли или же сиропом из раствора расплавленного сахара.
Игла с приклеенным зерном вдвигается в просвет между направляю-
щим стеклом и острие ее входит в камеру. Последняя заполняется ка-
кой-либо иммерсионной жидкостью, введенной в камеру со стороны, про-
тивоположной игле. Все приспособление, как обычный иммерсионный
препарат, укрепляется на столике поляризационного микроскопа при
помощи лапок. Находимые путем вращения иглы главные оптические
сечения могут быть проконтролированы коноскопически.
Описанное простое приспособление позволяет находить показатели
преломления и в ряде случаев определять оптическую ориентировку для
минералов, имеющих игольчатое или пластинчатое развитие. Такие ми-
нералы в обычных иммерсионных пре-
паратах всегда располагаются одним
и тем же способом, что не позволяет
измерить для них все главные показа-
тели преломления.
Кроме вращающейся иглы, иммер-
сионное изучение минеральных зерен
в ориентированных разрезах возможно
на федоровском столике с применени-
ем специальной рамки. Для изготовле-
ния такой рамки (рис. 43,Л) берется
Рис. 43. Рамки для исследования
минеральных зерен иммерсионным
методом на федоровском столике
предметное стекло, на середину кото-
рого помещают маленькое квадратное
покровное стекло. Со всех четырех сто-
рон последнего на предметное стекло
наклеиваются полоски, вырезанные из
тонкого стекла, после чего покровное
стекло вынимается. В образовавшееся
А—квадратная рамка /—предметное
стекло, 2 — стеклянные полоски, обра-
зующие камеру, 3 — покровное стек ю
5—круглая рамка (обозначения те же)
таким образом квадратное углубление помещают каплю иммерсионной
жидкости, порошок исследуемого минерала и углубление сверху закры-
вают покровным стеклом. Препарат укрепляется между сегментами
федоровского столика так же, как и обычный петрографический.шлиф.
При наличии круглых (специально вышлифованных) покровных
стекол рамка может быть изготовлена и из стеклянной трубки с опре-
деленным внутренним диаметром, соответствующим диаметру стекла
Короткий отрезок такой трубки приклеивается к предметному стеклу
и затем сошлифовывается до толщины, несколько превышающей тол-
щину покровного стекла (рис. 43, Б).
Описанное приспособление дает возможность определять не только
главные показатели преломления в точно устанавливаемых разрезах,
но и позволяет находить все другие оптические константы минералов:
величину 2V, оптическую ориентировку минералов и др.
Кроме светопреломления, осности и оптического знака, углов уга-
сания относительно огранки зерен, полихроизма и других свойств, в
иммерсионных препаратах могут быть изучены и некоторые другие кри-
сталлографические свойства минералов, имеющие важное значение для
их диагностики. Здесь может быть количественно изучена спайность
минерала и в ряде случаев определена принадлежность его к той или
иной сингонии. Методика нахождения в иммерсионном препарате не-
которых из этих свойств разработана В. Б. Татарским (1949, 1953).
Сущность метода заключается в наблюдениях над формой частиц,
получающихся при дроблении минерала, нахождении погасания мине-
рала в зернах, располагающихся на поверхностях главной спайности
или на наиболее развитых гранях, и в наблюдении соответствующих
таким разрезам коноскопических фигур. Относительные количества зе-
рен, лежащих на плоскостях спайности, проходящей по тому или иному
105-
направлению, позволяют судить о степени совершенства спайности. От-
сылая читателя к работе В. Б. Татарского (1953), ниже мы воспроиз-
водим его таблицу для определения кристаллографических свойств
минералов в иммерсии (табл. 12).
Производя наблюдения над погасанием зерен, следует иметь в ви-
ду, что в иммерсионном препарате обычно измеряются не истинные
углы погасания минерала относительно того или иного кристаллогра-
фического направления, а проекции этих углов на ту плоскость, на ко-
торой зерна располагаются в препарате. Для моноклинных и триклин-
ных минералов, имеющих призматическую или пинакоидальную глав-
ную спайность, наблюдаемый угол погасания может значительно отли-
чаться от истинного. Например, для моноклинных амфиболов и пиро-
ксенов, обладающих спайностью по призме, проекция угла Ng [001]
на плоскости (ПО) будет отличаться от истинного угла на величину
до 2—5° (для амфиболов) и 8—10° (для пироксенов).
Заканчивая характеристику’ иммерсионного метода в применении
его к изучению минералов россыпей, отметим, что в иммерсионном пре-
парате могут быть выполнены и некоторые другие наблюдения, важные
для диагностики минералов. С помощью спектроскоп-окуляра можно
наблюдать спектр абсорбции минерала и, сопоставляя его с эталон-
ным установить характерные для некоторых элементов полосы погло-
щения. Так спектр абсорбции монацита характеризуется двумя поло-
сами поглощения в желтой и зеленой частях спектра, обусловленными
присутствием Се; в спектре циркона отмечаются узкие полосы погло-
щения, находящиеся в красной, желтой, синей и фиолетовой частях
спектра; некоторые магнезиально-железистые гранаты характеризуются
поглощением в желтой, зеленой и синей частях спектра и т. д.
Люминесцентный метод нашел широкое применение в практике
минералогического исследования и, в частности, при изучении минера-
лов россыпей. Применение этого метода основано на свойстве многих
твердых тел излучать в форме видимого света часть энергии, приобре-
тенной ими под воздействием внешнего возбудителя. Часть этой энергии
расходуется в других формах (в виде тепловых колебаний атомов
и др.), в связи с чем изучаемая лучистая энергия характеризуется
большими длинами волн по сравнению с энергией возбуждения (закон
Стокса). Если энергия возбуждающего излучения относится к коротко-
волновой, невидимой части спектра (например, ультрафиолетовой), то
излучение будет смещено в более длинноволновую часть спектра и мо-
жет проявиться в форме видимого света, в форме люминесценции.
В зависимости от величины этого смещения, а также от спектраль-
ного состава излучения возникает та или иная окраска люминесцирую-
щего минерала. Если это смещение не велико, то минерал будет лю-
минесцировать в фиолетовых, синих или голубых тонах, если же мак-
симум спектра излучения находится в длинноволновой области, мине-
рал будет люминесцировать желтым или Красным.
В понятии «люминесценция» объединяют целый ряд явлений, свя-
занных со свечением веществ. Сюда относят флуоресценцию, когда из-
лучение происходит непосредственно после возбуждения; послесвечение,
когда излучение наступает через некоторый (иногда длительный) про-
межуток времени после облучения объекта, но запаздывание мало за-
висит от температурного режима или влияния других источников энер-
гии, и фосфоресценцию — ту форму послесвечения, когда излучение
становится заметным только после приобретения люминесцирующим
веществом дополнительной порции энергии (тепловой, механической,
энергии электрического или магнитного полей и др.). В случае прекра-
щения действия этих источников фосфоресценция вещества прекра-
щается, и способность люминесцировать может быть сохранена веще-
ством на неопределенно долгое время.
106
Таблица 12
Определение сингонии, осности и форм спайности минералов в иммерсии
(по В. Б. Татарскому)
Форма обломков и погасание Коноскопиче- ские фигуры Сингония или осность Спайность
главная | добавочная
а Разные — Нет —
Одноосный минерал Пинакоид —
Or 1 Ромбический Моноклинный Пинакоид 2-й пинакоид —
ф Моноклинный Пинакоид зоны [ОЮ] —
Q) Триклинный Пинакоид —
а Q Одноосный минерал Ромбический Призма Пинакоид Пинакоид или призма
Ромбический Моноклинный Призма Пинакоид зоны [ОЮ] Пинакоид или призма
2 Моноклинный 2-й пинакоид Пинакоид или призма
^2^ Моноклинный Триклинный Призма Пинакоид Пинакоид
+! О Одноосный минерал Ромбический Призма Пинакоид Пинакоид Два пинакоида или пинакоид и призма
1 1 ( 1 ) 1 Ромбический Моноклинный Призма Пинакоид зоны ]010] Пинакоид Два пинакоида
107
Продолжение табл 12
Форма обломков и погасание Коноскопиче- ские фигуры Сингония нли осность Спайность
главная добавочная
X Or Ромбический Пинакоид Призма
ф Одноосный минерал Моноклинный Ромбоэдр или дипирамида Пинакоид зоны [ОЮ] Призма
Моноклинный
2-й пинакоид
Два пинакоида
или пинакоид
и призма или
две призмы
Моноклинный
Триклинный
Призма
Пинакоид
Два пинакоида
X
Представление о люминесценции кристаллических веществ, к ко-
торым принадлежат все без исключения минералы, основывается на
так называемой зонной теории строения кристаллов
Согласно этой теории, атомы, слагающие кристаллические веще-
ства, характеризуются определенными энергетическими состояниями,
а электроны внешних их оболочек группируются по дискретным энер-
гетическим уровням. В каждом кристалле существуют уровни, запол-
ненные электронами, и так называемые зоны проводимости, не запол-
ненные ими. При возбуждении атома каким-либо внешним источником
энергии, электрон из «занятой» зоны может перейти в зону проводи-
мости, где положение его является нестабильным. Обратный переход
электрона сопровождается излучением, энергия которого может быть
меньше энергии возбуждения. Если в кристалле имеются какие-нибудь
нарушения сплошности, обусловленные, например, пустующими пози-
циями отдельных атомов кристаллического вещества или же присутст-
вием атомов чужеродных элементов, возбужденные электроны из зоны
проводимости могут возвратиться на некоторые промежуточные уровни,
соответствующие этим дефектам решетки, в связи с чем выход энергии
люминесценции будет меньше.
Пребывание электронов на этих промежуточных уровнях является
временным и под воздействием дополнительных источников энергии
они рано или поздно возвращаются в основное положение, чем и опре-
деляется сущность явлений послесвечения или фосфоресценции.
В большинстве случаев люминесценция вызывается вхождением
именно таких чужеродных атомов, играющих роль «активаторов». Иа
этих атомах и осуществляется акт излучения поглощенной энергии,
тогда как акт поглощения ее может разыграться в любом месте кри-
сталлической решетки.
Подобными активаторами, вызывающими характерную люминес-
ценцию минералов, является W (в шеелите, в случае избытка его про-
тив стехиометрической формулы), Си (в сфалерите), Мп (в вилле-
1 Теория люминесценции кристаллов рассмотрена в работах Н. Риля (19461,
А. В Москвина (1948), М. А. Константиновой-Шлезингер (1948) и др.
108
мите), редкие земли (в флюорите, апатите и в некоторых силикатах)
и ряд других элементов. Некоторые элементы оказывают депрессирую-
щее влияние на явления люминесценции. К таким элементам относятся,
например, Fe, V, As, а также некоторые из названных выше элемен-
тов— активаторов, присутствующие в избыточных количествах (так
называемое концентрационное тушение).
В зависимости от причины люминесценции можно выделять три
группы минералов:
1. Минералы, люминесценция которых обусловлена главным обра-
зом стехиометрическим избытком одного из элементов или наличием
примесей, вызывающих нарушения в кристаллической решетке, но не
влияющих на цвет люминесценции (шеелит, алмаз и др.).
2. Минералы, цвет люминесценции которых зависит от характера
активатора и меняется вместе с последним. Наиболее распространен-
ным активатором для этой группы люминесцирующих минералов яв-
ляется Сг (красное свечение), Мп (желтое и красное), Yb (фиолето-
вое), Sm (красное), Ей (голубое), Си (зеленое) и др
3. Минералы, по самой своей химической природе обладающие
способностью люминесцировать; к ним относится, например, большин-
ство минералов, содержащих ураниловую группу.
Наиболее распространена среди минералов вторая группа соеди-
нений, люминесценция которых обусловлена теми или иными актива-
торами, и характер ее меняется в зависимости от характера этих по-
следних. Одни и те же минералы из разных месторождений, и даже из
месторождений генетически однотипных, но формировавшихся в различ-
ных физико-химических условиях, могут обладать разной люминесцен-
цией.
Интенсивность свечения (выход люминесценции) при прочих рав-
ных условиях зависит от агрегатного состояния вещества и от харак-
тера кристаллической структуры минерала. В кристаллических телах
интенсивность люминесценции во многом определяется степенью упо-
рядоченности их структуры и в общем снижается с возрастанием ком-
пактности упаковки атомов в решетке.
Люминесценция может быть возбуждена различными источниками
энергии: фильтрованным ультрафиолетовым светом, катодными луча-
ми, рентгеновским излучением и другими, на основании чего разли-
чают фотолюминесценцию, катодолюминесценцию, рентгенолюмине-
сценцию и другие формы люминесценции минералов.
Различные виды возбуждающей энергии затрагивают разные уров-
ни в кристалле, в связи с чем интенсивность и спектральный состав
вызываемой ими люминесценции минералов нередко оказываются су-
щественно различными.
Фотолюминесценция является объемным эффектом; в поглощении
и излучении энергии принимает участие вся кристаллическая решетка
минерала. Спектральный состав фотолюминесценции сравнительно мало
зависит от длины волны возбуждающего света, но интенсивность от-
дельных максимумов в спектре свечения, а следовательно, и цвет по-
следнего, может заметно меняться для волн разной длины. Большинство
минералов люминесцирует приблизительно одинаково, хотя и с разной
интенсивностью, при облучении как длинноволновым, так и коротко-
волновым ультрафиолетовым светом, но некоторые из минералов воз-
буждаются светом лишь с узким диапазоном волн. К такой категории
минералов относится, например, шеелит и виллемит, люминесцирующие
в дальнем (коротковолновом) ультрафиолете и обычно не обнаруживаю-
щие свечения при облучении их светом с длиной волны больше 3000—
3200 А.
В явлениях катодолюминесценции участвует лишь тонкая поверх-
ностная зона кристаллических веществ, нередко существенно отличаю-
109
щаяся по характеру химических связей, энергетическому состоянию,
а иногда и по составу, от всего объема кристаллической решетки.
В связи с этим катодными лучами могут возбуждаться некоторые про-
межуточные энергетические уровни в кристаллах, не затрагиваемые при
явлениях фотолюминесценции. Вследствие указанного катодолюмине-
сценция некоторых минералов по спектральному составу может су-
щественно отличаться от их фотолюминесценции.
Рентгенолюминесценция, обычно вызываемая мягким рентгенов-
ским излучением, представляет собой объемный эффект, в котором уча-
ствует вся кристаллическая решетка. Обладая весьма высокой энер-
гией, рентгеновские лучи могут затрагивать электронные уровни, совер-
шенно не участвующие в эффектах фотолюминесценции и катодолю-
минесценции, и, наоборот, могут не возбуждать тех электронных
переходов, которые обусловливают указанные эффекты. В связи с этим
Рис 44 Схема фотолюминесцентной установки
/ — кожух лампы; 2— ртутно кварцевая лампа; 3—фильтр, 4— кварцевый конденсор,
5 —диафрагма, б1 —дроссель; 7 — бинокулярная лут, 8— изучаемый препарат
спектр рентгенолюминесценции некоторых минералов существенно
отличается от спектра свечения их при возбуждении другими источни-
ками, а сам эффект рентгенолюминесценции в видимой области про-
является лишь у немногих минералов.
Наиболее широкое применение в практике минералогических ис-
следований получило изучение минералов в ультрафиолетовом свете и
несколько меньшее'— в катодных лучах.
Для наблюдения фотолюминесценции в качестве источников излу-
чения обычно применяются газоразрядные трубки — ртутно-кварцевые
лампы типа ПРК-2 и ПРК-4, работающие в разных режимах на постоян-
ном и переменном токе. Ультрафиолетовое излучение этих трубок в
О о
основном связано с резонансными линиями ртути 2537А и 2652А, мак-
О
симум излучения отвечает линии 3650А, причем значительная доля
излучения приходится на видимую часть спектра. Для отфилырования
ультрафиолетового света от видимого применяются различные фильтры
типа УФС-2, УФС-3 и другие, имеющие различные спектральные харак-
теристики.
Описание конструкции различных фотолюминесцентных установок,
применяемых при люминесцентном анализе, и режима работы приборов
можно найти в работе Г. Ф. Комовского и О. И. Ложниковой (1954).
Наиболее широко применяются аналитические люминесцентные уста-
новки типа ЛЮМ-1 или ЛЮМ-2, выпускаемые отечественной промыш-
ленностью. Схема простейшего прибора для наблюдения фотолюминес-
ценции минералов изображена на рис. 44.
Фотолюминесценцию минералов обычно наблюдают визуально или
под бинокулярным микроскопом, используя ультрафиолетовую лампу
в качестве осветителя. При этом обычно ограничиваются определением
ПО
цвета и яркости свечения минерала. Для некоторых минералов, имею-
щих не сплошной, а линейчатый спектр люминесценции, с постоянным
и характерным для данного минерала набором линий, при изучении
люминесценции применяют спектроскоп прямого видения. Положение
отдельных линий и полос поглощения устанавливают при помощи про-
градиурованной шкалы спектроскопа. Получаемая этим способом полу-
количественная характеристика спектра люминесценции имеет большое
значение для точной диагностики минералов по их фотолюминесцент-
ным свойствам.
Для наблюдения катодолюминесценции минералов применяются
различные установки — катодная трубка М. Г. Богословского, катодная
ячейка Г. Ф. Комовского, трубка Ф. Я. Биндуля и другие, работающие
по одному и тому же принципу. При достаточной разности потенциалов
между электродами, находящимися в эвакуированной камере, возни-
Рис. 45. Катодная ячейка конструкция
Г. Ф. Комовского
/ — металлическая подставка; 2 — патрубок
для соединения с вакуумным насосом;
3—патрубок для впуска воздуха; 4 — ме
талличеекая ячейка; 5 — плоско-параллель-
ное стекло; 6 — чашечка для помещения
объекта
Рис. 46. Катодная трубка конструк-
ции Ф. Я. Биндуля
1— стеклянный корпус; 2— катод; 3 —анод.
4 — резиновая прокладка; 5 — металличе-
ская подставка; 6 —кран для впуска воз-
духа; 7 — изучаемый объект
кает газовый разряд, ионизированные положительно заряженные моле-
кулы газа направляются к катоду и выбивают электроны из атомов
металла. Возникает поток электронов — катодные лучи, направляю-
щиеся от катода к аноду. Встречая на своем пути частицы минерала,
катодные лучи возбуждают те или иные энергетические уровни в по-
верхностном слое кристаллической решетки последнего и вызывают
люминесценцию минерала.
Вакуум в камере достигается путем герметизации последней и от-
качивания воздуха многоступенчатым масляным насосом. Рабочее раз-
ряжение составляет 0,05—0,01 мм ртутного столба, необходимое для
работы трубки напряжение составляет 5—10 кв.
Наблюдение катодолюминесценции производится визуально или че-
рез бинокулярный микроскоп. Схема катодных установок, применяемых
в практике люминесцентного анализа минералов, показана на рисун-
ках 45 и 46.
В табл. 13 приведены данные, характеризующие фотолюминес-
ценцию некоторых минералов, встречающихся в россыпях.
При составлении этой таблицы использованы также результаты
исследований Г. Ф. Комовского и О. И. Ложниковой (1954), М. Г. Бо-
гословского, П. В. Савицкой и О. Г. Соломкиной (1938), Г. П. Барса-
нова и В. А. Шевелевой (1952—1955) и неопубликованные материалы
Е. Ф. Чирва.
111
Таблица 13
Люминесценция некоторых минералов в ультрафиолетовых и катодных лучах
Минерал Люминесценция % люми- НсСЦИртЮ- ших об- разцов
ультрафиолетовые лучи
катодные лучи
длинноволновые коротковолновые
Аксинит Красная
Алмаз Голубая, фиоле- товая, зелено-жел- тая Голубая фиоле- товая, зелено- желтая Голубая, сине- фиолетовая 99
Англезит Желтая, крас- ная Желтая, розо- вая, белая Оранжевая Голубая 70
Анкерит Красная — 10
Апатит Розовая, жел- тая, фиолетово- голубая Фиолетовая, желтая, розовая Желтая, голу- бая, фиолетовая 86
Барит Розовая, белая Белая — 25
Виллемит Ярко-зеленая Ярко-зеленая Ярко-зеленая 100
Витерит Розовая, желто- оранжевая Желтая, белая, розовая Белая 70
Волластони г Слабая розово- желтая Слабая розово- желтая Желтая 55
Гроссуляр Слабая желто- зеленая, красная Оранжево-крас- ная Оранжевая 13
Дистен Слабая красная Слабая красная Красная 45
Доломит Розовая, крас- ная, белая Белая, голубая, беловато-желтая Красная, белая, голубая Оранжевая 15
Каламин Слабая желтая, фиолетовая Белая 30
Корунд Красная, голу- бая, фиолетовая Красная, желто- коричневая, голу- бая Красная, желто- коричневая, фио- летовая 80
Магнезит Белая, голубая, красная Белая, голубая, красная Голубая, крас- ная 40
Малакон Желтая Желтая Желтая 80
Миметезит Желтая Оранжево-жел- тая —• 56
Пироморфит — Желтая — 65
Повеллит Слабая голубая Желтая Желтая 70
Родонит — — Красная —
Рамзаит Серовато-зеле- ная слабая Серовато-зеле- ная слабая — 60
Смитсонит Голубая, белая, розово-красная Голубая, белая Красная, оран- жевая 50
Сподумен Красная, розо- вая, фиолетовая Розовая, сине- голубая Желтая, белая 60
Стронцианит Белая, желтая, зеленая Белая, красная, голубая, 'розовая, фиолетовая Красная 85
Сфалерит Желтая Желтая Желтая 13
Топаз Бледно-зеленая, красно-розовая, желтая Желтая, зеле- ная, красная Слабая красная, сине-голубая 18
Торит Слабая зеленая — —— 30
Тремолит Слабая желтая Слабая желтая Желто-зеленая 50
Флюорит Фиолетовая Фиолетовая Голубая, фиоле- товая 100
Форстерит Слабая бурова- то-желтая Слабая буро- вато-желтая — 10
Целестин Белая, желтая, розовая Желтая, белая — 25
Церуссит Желтая, белая Желтая, белая Голубая 85
Циркон Желтая, оран- жево-желтая Желтая, оран- жево-желтая Желтая, голубая 99
Циртолит Слабая зелено- ватая, розовая Слабая зелено- ватая, розовая Зеленая, желтая, розовая 70
Шеелит Бледная, ора - жевая, желтая 1 олубая, жел- тая Голубая 97
Шпинель Красная Красная Красная 30
112
Некоторые непрозрачные для ультрафиолетовых и катодных лучей
и нелюминесцирующие минералы могут обнаруживать люминесценцию
после предварительной обработки их зерен теми или иными реакти-
вами. Этот способ был предложен П. В. Савицкой и Г. Ф. Комовским
для определения вольфрамита и берилла. В первом случае зерна воль-
фрамита последовательно обрабатывались НС1, SnCl2, СаС12 и прока-
ливались, в результате чего на поверхности зерен образовалась тонкая
пленка люминесцирующего шеелита. Берилл обрабатывался H2SO4 (при
кипячении), и возникавшая при этом пленка BeSCU активировалась
медью в виде СиБСЦ. Аналогичными способами люминесцирующие
пленки могут быть получены для зерен настурана, уранинита, многих
тантало-ниобатов и других минералов.
Методы химического исследования. Простейшие хи-
мические испытания широко применяются при изучении минералов
россыпей, но полный количественный химический анализ минералов
производится лишь в единичных случаях в связи с обычно наблюдае-
мым недостатком материала и значительной трудоемкостью этого ме-
тода исследования. К рассматриваемой группе методов относятся метод
качественных химических реакций, микрохимический анализ в сочета-
нии с элементами кристаллооптического изучения продуктов реакции,
метод паяльной трубки и спектральный анализ. Теоретические основы
этих методов изложены во многих широко известных руководствах и
здесь нет необходимости давать подробную характеристику каждого
из них. Мы ограничимся лишь ссылками на основные химические реак-
ции и испытания, нашедшие широкое применение в практике минерало-
гического анализа концентратов и шлихов.
Качественные химические реакции чаще других применяются для
целей диагностики минералов россыпей. Зерна нерастворимых в кисло-
тах минералов предварительно сплавляют в ушке платиновой проволоки
или в тигле с содой, селитрой или с кислыми сернокислыми калием или
аммонием и затем переводят в раствор, где и определяется искомый
элемент по цветным химическим реакциям или путем получения харак-
терных осадков. Реже и лишь для некоторых минералов получают
пленочные реакции в виде характерных цветных пленок, образующихся
на поверхности испытуемых зерен. Недавно предложенный П. М. Иса-
ковым (1953) метод качественных реакций путем растирания сухих
порошков минерала с теми или иными реагентами пока не получил
широкого распространения в практике минералогического изучения
концентратов и шлихов.
Ниже приводятся наиболее часто применяемые качественные хи-
мические реакции на некоторые элементы.
Элементы Реакции
Ag Из азотнокислого раствора минерала при прибавлении капли НС1 выпадает
белый творожистый осадок AgCl.
Al Зерно минерала, смоченное Со(МО3)2 и прокаленное, окрашивается в синий
цвет.
As 1. Азотнокислый раствор минерала от прибавления (NH^AloCU окрашивается
в желтый или оранжево-желтый цвет вследствие образования порошкова-
того осадка мышьяково-молибденовокислого аммония
2. При нагревании с содой и угольным порошком в запанной трубке все
содержащие мышьяк минералы разлагаются, давая летучий налет («зер-
кало») мышьяка.
3 При разложении минерала в НС1 в присутствии металлического Zn обра-
зуется газообразный H3As, окрашивающий смоченную AgNO3 полоску
фильтровальной бумаги в желтый, а затем в буро-черный цвет.
Е Сплав минерала с содой растворяют в фарфоровом тигле и приливают
несколько капель сернокислого раствора хинализарина. В присутствии бора
раствор изменяет фиолетовую окраску на синюю.
Ba 1. Из растворов солей бария от прибавления капли H2SO4 выпадает белый
плотный осадок ВаЗСЦ.
8 А. А. Кухаренко | [ 3
2 От прибавления бихромата калия из раствора солей Ва (в присутствии
уксусной кислоты) выпадает желтый осадок ВаСггО?
Bi Солянокислый раствор минерала от прибавления KJ окрашивается в жел-
тый или оранжево-желтый цвет вследствие образования тонкодисперсного
осадка BK1J4
Сг Сплав минерала со смесью соды, селитры и перекиси натрия растворяют
в нескольких каплях воды От прибавления AgNOs выпадает буро-красный
осадок ЛццСглЭ-
Си Прибагление первых капель аммиака к солянокислому или азотнокислому
раствору минерала вызывает появление синей окраски раствора
Fe 1 Прибавление капли роданистого аммония вызывает интенсивное кроваво-
красное окрашивание раствора, содержащего ион Fe J, в присутствии
этого иона раствор приобретает интенсивную синюю окраску от прибав-
ления крупинки КтРе(СМ)е
2 Солянокислый раствор минерала, содержащий ионы Fe+2, при прибавлении
KsFe^CN)6 окрашивается в густой синий цвет.
Мп 1 Сернокислый раствор минерала при прибавлении AgNO3 и (NH4)2S20s
окрашивается в фиолетовый цвет
2 Такую же окраску приобретает азотнокислый раствор минерала при кипя-
чении его с несколькими крупинками перекиси свинца
Mo 1 Солянокислый раствор порошка минерала (или его сплава с содой) при
прибавлении крупинки ксантагеаата калия окрашивается в вишнево квас-
ный цвет вследствие образования комплекса МсОз [(SC) (SK) (OC2Hs)p
2 Солянокислый раствор сплава порошка минерала с содой и селитрой от
прибавления металлического Zn и KCNS окрашивается в вишнево красный
цвет, прибавление металлического Sn и кипячение вызывает синюю окраске
раствора
Nb и Та 1 Порошок минерала разлагают в пробирке при нагревании с 6—8-кратным
количеством (NH4)2SO4, предварительно смоченным несколькими каплями
концентрированной H2SO4 Сплав охлаждают, растворяют в той же про
бирке в горячей H2SO4 и приливают 10—12 капель 5°/о ного солянокислэ’о
раствора таннина Выпадает красно бурый (в присутствии Nb) или жет-
тыи (Та) осадок
2 При недостатке материала зерно минерала сплавляют перед паяльной
трубкой в ушке платиновой проволочки с KHSO4, повторно присаживая
реактив и прокаливая Полученный перл погружают в раствор таннина
В случае присутствия Nb или Та сплав окрашивается в ооанжево красныт
или желтый цвет
Ni К азотнокислому раствору минерала (или его сплава с содой) прибавляют
одну каплю ди иетилглиоксима и катю NH4OH В случае присутствия Ni
раствор окрашивается в малиново красный или темный розовый цвет
Р Порошок (NH4)2MoO4, смоченный азотнокислым раствором минерала и
подсушенный, приобретает интенсивную желтую окраску
РЬ Раствор минерала в концентрированной НФ Оз выпаривают досуха, смачи
вают несколькими каплями НС1 и еще раз высушивают Остаток раство-
ряют в двух-трех каплях воды и прибавляют каплю раствора KJ В при-
сутствии свинца выпадает желтый осадок PbJ2
Sb 1 Прибавление сотянокислого раствора минерала к раствору тетраэтилре-
дамина (родамин — В) изменяет красную окраску реактива на фиолетовук
2 Зерна антимонита и некоторых сульфосолеи Sb, обработанные КОН при
нагревании, покрываются оранжевой пленкой
Sn 1 Полоска фильтровальной бумаги, смоченной солянокислым раствооом
минерала (или его сплава с содой) и затем обработанная каплей раствора
(NH4)2A'1o04 окрашивается в синип цвет
2 Зерна минерала (^касситерита), обработанные концентрированной НС1 не
цинковой пластинке (или на часовом стек ie в присутствии цинковой пыли"1,
покрываются стально серой пленкой металлического олова После раство
рения пленки в концентрированной НС1 и прибавления к раствору капли
какотелина раствор приобретает фиолетовую окраску
Th Прибагление капли солянокислого раствора минерала (или его сплава с
содой; при нагревании изменяет окраску раствора торона (орто арсеноЛе
на^а^о 2 нафтол-3,6 дисульфоновая кислота) с красной на маличовуо
Реакцтю выполняют на часовом или предметном стекле, производя для
контроля холостой опыт с выпариванием раствора торона
Т1 Сернокислый раствор ептава минерала с содой или с KHSOi окрашивается
от прибавления капли 1ЬО2 в желтый или оранжево-желтый цвет
V Серьсктслыи раствор минерала ог прибавления капли 3% нои Н2О2 окра-
шивается в оранжевый или б2ро красный цв<м
W 1 Солянокислый раствор сплава минерала с содой при нагревании в при-
сутствии металлического Sr приобретает синюю окраску
2 Зерна минерала (шеелита), обработанные горячей концентрированной
114
НС1, от прибавления SnCl2 покрываются синей пленкой пятиокиси воль-
фрама.
Zr Зерна минерала (или его сплав с содой), смоченные Co(NO3)2 и прокален-
ные, приобретают зеленую окраску.
Zr Сплав минерала с содой растворяют в нескольких каплях 10%-ной НС1 и
полученным раствором смачивают полоску фильтровальной бумаги Затем на
эту же полоску наносят каплю спиртового раствора ализарина, в результате
чего бумага окрашивается в красно-бурый цвет. Такую же окраску в при-
сутствии Zr приобретает коркумовая бумага, смоченная азотнокислым рас-
твором минерала.
Описание более сложных качественных реакций на некоторые дру-
гие элементы можно найти в руководствах по качественному химиче-
скому анализу (Тредвел и Голл, 1946; Файгль 1937), а также в руко-
водствах по минералогическому анализу шлихов (Копченова, 1940).
Микрохимический анализ пока еще не получил достаточно широ-
кого применения при изучении минералов россыпей, хотя в ряде слу-
чаев этот метод имеет несомненные преимущества в сравнении с дру-
гими методами качественных химических испытаний. В основе этого
метода лежит получение характерных для того или иного элемента
кристаллических осадков и диагностика их по морфологическим призна-
кам и кристаллооптическим свойствам.
В систематическом виде методика качественного микрохимического
анализа изложена в руководствах Т. Беренса и П. Д. Клея (1928),
Ф. Эмиха (1932), И. М. Коренмана (1947) и наиболее полно с приме-
нением методов кристаллооптики, в руководстве О. М. Аншелеса и
Т. Н. Бураковой (1948). Не останавливаясь на описании практических
приемов качественного микрохимического анализа минералов, мы огра-
ничимся здесь лишь ссылками на характерные для некоторых элемен-
тов реакции, основываясь на материалах указанных руководств
(табл. 14). Приводятся лишь те реакции, которые позволяют опреде-
лить те или иные элементы микрохимическим методом более надежно
по сравненью с другими методами качественного химического анализа.
Определение химического состава минералов при помощи паяльной
трубки. Этот старинный метод минералогического исследования до сих
пор не утратил своей ценности и широко применяется при изучении
минералов россыпей. Кроме качественного определения плавкости ми-
нералов, этот метод позволяет установить присутствие в минералах
ряда элементов по характерным для них реакциям окрашивания пла-
мени, окраске стекол различных плавней, по виду и цвету налетов и
возгонов, получающихся при разложении прокаливаемой пробы, по
свойствам выплавленных металлических корольков и т. д.
Важным достоинством метода является его простота, однознач-
ность результатов для большинства определяемых элементов и воз-
можность манипулирования минимальным количеством материала, что
особенно существенно при изучении минералов шлихов.
В систематическом виде метод паяльной трубки в применении к
исследованию минералов изложен в руководстве II. К. Разумовского
(1933). Мы ограничимся здесь указанием диагностических реакций на
некоторые элементы, выполняемых при помощи паяльной трубки путем
окраски пламени и получения окрашенных стекол и налетов.
Некоторые элементы, входящие в состав минералов, при нагрева-
нии пробы могут образовывать галоидные или другие летучие соеди-
нения и вызывать характерное свечение пламени. К таким элементам
относятся К, Na, Си, Sr и некоторые др. В табл. 15 указана характер-
ная для этих элементов окраска пламени, получаемая при внесении
в несветящуюся часть пламени горелки зерен минерала, предвари-
тельно смоченных НС1, H2SO/, или другими реагентами.
Ряд элементов может быть открыт по характерным налетам, обра-
зующимся при нагревании на угле порошка минерала или смеси мине-
рала с теми или другими реагентами, чаще всего с S и К1 (табл. 16).
8* 115
Микрохимические реакции иа некоторые элементы
Таблица 14
Эле- мент Реактив и условия осаждения Получаемое соединение Диагностические признаки осадка
Ag 1 (NH4)2Cr2O7 Осаждение из сла- бого азотнокислого раствора 2 (NH4)3PO4 Осаждение из почти нейтрального раствора Ag2Cr2O7 Ag3PO4 Красно бурые таблитчатые ромбовидные кристаллы Двуосный (—), в большинстве сечений выход оптической оси Vm>2,36 Желтые кристаллы в форме ромбододекаэдров и скелетных выделений А«1,88
Al CsHSO4 Осаждение из концентриро- ванного солянокислого раствора CsA1(SO4)8.12H2O Бесцветные кристаллические дендриты, октаэдры, комбинации окта- эдра и куба, ромбододекаэдры У= 1,458
As KI Осаждение в присутствии НС1 Asl3 Темно красные гексагональные таблички, призмочки, игольчатые кристаллы
Ba 1. Н2С2О4 Осаждение из нейтрально- го раствора 2 K4Fe(CN)s] Ba(HC O4)2 2H2O К2Ва[Ге(СМ)6] 3H2O Бесцветные моноклинные призмы со скошенными концами, сноповидны’ агрегаты ромбические пластинки Двуосный (—), с Ng=43°, Ag=l,62j, Ар'=1,545 Желтые ромбоэдрические и таблитчатые кристаллы Одноосный (+• Погасание симметричное Nm.— 1,630 Двупреломление слабое
Be Уксуснокислые натрии и уранил Осаждение из уксуснокислого рас твора отфильтрованного гидрата окиси Be 1 CsCl+KI Осаждение из соляпо кислого раствора 2 K2SO4 Осаждение из концентри рованного сернокислого раствора BeNa[UOj]3 (СН3СОО)3Х X9H,O CsaBiIs 2,5Н2О K3B1 (SO4)3 Светло желтые ромбододекаэдры, октаэдры и тетраэдры А=1,490 Красные шестиугольные или удлиненные таблички (аналогичную реаК цию дает Sb) Бесцветные таблитчатые шестиугольные кристаллы 2У=(—) малый Ng и Am>l,782, Np= 1,600
Ca H2SO4 Осаждение из разбавленного солянокислого раствора CaSO4 2H2O Бесцветные моноклинные призмы с острыми углами, двойники, иголь- чатые агрегаты 2V=(+)60°, Ng~ 1,530, Nrn—1 523, Ар=1,520
Ce Янтарнокислый аммонии Осаждение из нейтрального раствора Ce2(C4H4O4)3 nH2O Бесцветные сферолиты, розетки, призматические и ромбовидные кри сталлы Для призм погасание прямое, удлинение (—) Двуосный ( + ) Ng=\ 562, Np=\,507 От капли (NH4)OH и Н2О2 кристаллы окрашива ютсч в красно бурый цвет
Co 1 (NH4)2[Hg(CNS)J Осаждение из нейтрального или слабокислого раствора 2 KNOj Осаждение из горячего рас- твора в присутствии уксусной кис- лоты Co [Hg (CNS)J K3 [Co(NO2)6] Синие призмы, собранные в звездчатые агрегаты Одноосный (-) Ne= 1,783 Полихроизм в синих и фиолетовых тонах Желтые кубы и неправильные октаэдры А=1,730
Cr
Си
Hg
к
Li
Mg
Мп
Mo
Na
РЬ(СНзСОО)2. Осаждение из горя-
чего азотнокислого раствора
РЬ(СНзСОО)2, KNO2 Осаждение в
присутствии уксусной кислоты
2. (NH4)2[Hg(CNS)4], Осаждение в
присутствии уксусной кислоты
1. NaCl. Осаждение из нейтрального
раствора
2. Co(NO3)3, (NH4) (CHS). Осаждение
из азотнокислого раствора
3. KI. Осаждение из разбавленного
нейтрального или слабокислого
раствора
1. Н2Р1С16. Осаждение из нейтраль-
ного или слабокислого раствора
2. НС1О4 или NaC104, Осаждение из
нейтрального раствора
Na3PO4. Осаждение из горячего ней-
трального раствора
1. NH4CI, NH4(OH), Na3PO4. Осаж-
дение из горячего раствора
2. NaHCO3 Осаждение на холоду из
нейтрального раствора
1. Водный раствор (NH4)2SiF6
2. 0,15%-ный раствор метиленовой си-
ней; 3%-ный раствор Na(CH3COO)
Осаждение МпО4
T1NO3. Осаждение в слабощелочной
среде
1. UO2(CH3COO)2. Осаждение пз
нейтрального пли щелочного рас-
твора
2. 10%-ный раствор H2PtCle
РЬСгО4
K2PbCu (NO8)6
Cu[Hg(CHS)4]
HgCl2
Co [Hg(CHS)4]
Hgl2
K2PtCle
KC1O4
Li3PO4
NH4MgPO4-6H2O
MgCO3-3H2O
MnSiF6.6H2O
T12Mo04
Na(UOJ (СНзСОО)3
Na2PtCl6
Красновато-желтые иглы и призмы со скошенными концами. 2V =
= (+)54°; Л0п=2,37. Полихроизм в желтых и оранжевых тонах
Оранжевые, темно-бурые и черные кубы, обесцвечивающиеся от капли
аммиака
Моховидные агрегаты зеленых игольчатых кристаллов. Погасание пря-
мое удлинение (—). Двупреломление среднее Ntn> 1,783.
Бесцветные кристаллы в виде игл и призм с раздвоенными концами;
таблички. Одноосный (+). Л7о=1,97; Ме=2,65
Призматические кристаллы синего цвета. (См. Со)
Желтые и красные квадратные таблички и острые дипирамиды. Одно-
осный (—). №>=2,74
Лимонно-желтые октаэдры и кубооктаэдры. N= 1,827
Бесцветные кристаллы в виде ромбов, шестиугольных табличек н
призм 2П=(+)70—80° Погасание симметричное. Nm—1,474; Ng—Np==
=0,004
Прямоугольные таблички с закругленными краями, крестообразные
сростки и розетки. Погасание прямое. Ng—1,542; Np= 1,538
Аморфный осадок. При перекристаллизации — бесцветные призмы и
крестообразные сростки. Погасание прямое, удлинение (—). 2П=(+)37°;
Nm = 1,496; Ng—Мр=0,010
Призматические кристаллы ромбической сингонии 2V—(—) 53°. Ng—
1,526; Nm= 1,500; Wp=l,412
Бледно-розовые иглы н табличкг;. Одноосный (—). 7/0=1,357
Сине-фиолетовые призмы и пучки игл
Бесцветные или бледно-желтые шестиугольные таблички и звездчатые
агрегаты
Желтые тетраэдры, ^=l,50i. Флюоресцирует
Удлиненные шестиугольные таблички, часто сдвойникованные. 2V боль-
шой. Nm= 1,731
GO Эле- мент Реактив и условия осаждения р] idexoe Соединение
Nb,Ta Na(CH3COO) Осаждение в присут ствии КОН и NaOII Na6Ti(,O|Q 25Н2О О10 16НгО
Pb 1 KI Осаждение в нейтральном или слабом уксуснокислом растворе 2 К2СГ2О7 Осаждение из нейтраль кого или слабого азотнокислого раствора PdI2 РЬСгО4
Sb Разбавленный раствор уротропина Осаждение в солянокислой среде —
Sn К2С2О4 Осаждение из нейтрального из насыщенного нейтрального рас твора SnC2O4
Sr 15% ный раствор К2С1О4 Осаждение из насыщенного нейтрального ра< твора SrCrO4
Th Н2СХ>4 Осаждение из солянок готово Г1т(С,О4\
V раствора NH4CI Осаждение из нейтрааьпого раствора Ml4VOg
W (см Мо) Tl2 W O4
zn 1 (NH4)o[Hg(CNS4] Осаждение из уксуснокислого раствора 2 Н2С2О4 Осаждение из соляпокис лого раствора Zn[Hg(C\S)4l 7n O, 2i yO
7r К2С9О4 Осаждение в соляном слом растворе K./r C f 4)4
Продолжение табл 14
Лиагностическне признаки осадка
Бесцветные призматические, шестиугольные и плоские звездчатые крн
стал 1Ы О нооспые (—), со слабым двугреломлением №>=1,537 (Та)—
1 521 (Nb)
Желтые opai жево желтые и красные кргсталлы в виде гексагональных
табличек, призм и игл Одноосный (+) N6^>2,7
(См Сг)
Бесцветные кристаллы, прямоугольные или квадратные таблички, псев
доэктаэдрические формы Одноосный (—) Nm^ 1,664 Двупреломление
слабое
Бесцветные кристаллы в виде остроко гечных призм и удлиненных косо
угольных табличек Удлинение (-)-) Погасание косое Ng-^ 1,93, Д7р=1,743
Желтые призмы, сноповидные агрегаты и сферолиты 2V—(—) малый
Погасание прямое Nm > 1,784, двупреломление высокое
Бесцветные прямоугольные и квадратные таблички
Бесцветные сильнодвупреломляющие чечевицеобразные кристаллы с ко
сым погасанием
(си Мо)
Бесцветные прямоугольные таблички и призмы, крестообразные и пер г
с<ые кристаллические скелеты и дендриты Одноосный (—) №*=1,98
Ар= 1 760
Бесцветные кристаллы в виде плоских ромбов и коротких призм Пога
синю прямое или симметричное Удлинение (—) Двуоспый (—)
/Ж—1,686, №п=1,572, Ар= 1,436
Бесцветные октаэдрические кристаллы
Таблица 15
Окраска пламени, вызываемая некоторыми элементами
Элементы Цвет пламени Реагент
в Зеленый НС1
Ва Желто-зеленый НС1
Са Оранжево-красный НС1
Си Лазурно-голубой НС1
К Бледно-фиолетовый НС1
Li Карминово-красный H2SO4
Мп Желто-зеленый НС1
Na Желтый НС1
Р Бледный голубовато-зеленый HNO3, НС1 НС1
Sr Малиново-кр асный
Таблица 16
Налеты, образуемые некоторыми элементами
Эле- менты Налеты окислов На'еты йодидов
вбчизи or про5ы да. еко от пробы
As Черный Серовато-белый, смочен- ный АфУ'Оз— лимонно- желтый Яитарно-желтый
Bi Желтый и оранжево-жел- тый, летучий Зеленовато-белый Желтый с оранжево- красной внешней кай- мой
Hg — — Красный и желтый
Pb Желтый Белый, голубоватый Лимонпо-желтый с зеле- новато-желтой внеш- ней, каймой
£b Белый, летучий Гол} бовато-белый Оранжево-красный
Z n Горячий желтый, холод- ный белый — Белый
Многие элементы, являющиеся в минеральном царстве хромофо-
рами, вызывают характерную окраску стекол или эмалей различных
плавней. Они могут быть легко открыты по той окраске, которую вызы-
вает присадка крупинки или порошка минерала к перлам буры
(ЫагЕмОуЮЬщО) или фосфорной соли (NaNH4HPO4) и последующая
обработка перла пламенем горелки
Образующиеся при плавлении названных солей расплавы Na2B4O7
и КаРОз являются сильнейшими реагентами, разлагают частицы ми-
нерала-присадки и образуют с ними различные фосфаты и бораты.
В случае присутствия в пробе хромофора эти соединения получают
характерную для него окраску, зависящую ог валентности хромофора
и от температуры сплава.
В табл. 17 приведены окраски перлов буры и фосфорной соли,
вызываемые некоторыми элементами при нагревании перлов в окисли-
тельном и восстановительном пламени.
Спектральный (эмиссионный) анализ получает в настоящее время
все более широкое применение в качестве основного метода опреде-
ления качественного химического состава минералов. Крупными досто-
инствами этого метода являются однозначность получаемых результа-
тов, возможность определения из одной пробы большинства слагающих
минерал элементов и возможность приближенной количественной оцен-
1 Перлы получают на кончике тонкой платиновой проволоки, впаянной в стек-
лянную палочку или трубку. Для приготовления достаточно крупных перлов кончик
проволоки иногда изгибают в виде петли.
119
Таблица 17
Окраска перлов буры и фосфорной соли, вызываемая некоторыми элементами
Эле- менты Перлы буры Перлы фосфорной соли
окислительное пламя восстановительное пламя окислительное пламя восстановительное пламя
Со Синий Синий Синий Синий
Сг Горячий -желто- оранжевый, хо- лодный—желто- зеленый Зеленый Горячий—желтый, холодный—жел- то-зеленый Зеленый
Си Горячий—зеле- ный, холодный— голубой или синий Горячий—зеле- ный, холод- ный—красный Горячий—зеле- ный, холод- ный—голубой Г орячий—зеленый или буровато- зеленый, холод- ный—красный
Ге Горячий—желтый или оранжево- желтый, холод- ный—бледно- желтый Бледно-зеленый, бутылочно-зеле- ный Горячий—желтый или бурый, хо- лодный—блед- но-желтый Г орячий—желтый, холодный—бес- цветный
Мп Фиолетовый Бесцветный Фиолетовый Бесцветный
Мо Горячий—бледно- желтый Бурый Г орячий—желто- зеленый, холод- ный бесцветный Зеленый, серова- то-зеленый
N1 Г орячий—фиоле- товый, холод- ный—красно- бурый Горячий—бледно- желтый, холод- ный—бесцвет- ный Серый Горячий—буро- красный, холод- ный—желто- Горячий—крас- иый, холодный— желто-красный
Т1 Горячий—серый, холодный—буро- фиолетовый Горячий—бледно- желтый, холод- ный—бесцвет- ный Горячий—серый, холодный—бу- ро-фиолетовый
V Бледно-желтый Зеленый, грязно- зеленый Желтый Зеленый
и Желтый, оранже- во-желтый* Зеленый Желтый Зеленый*
* Ярко люминесцирует в ультрафиолетовых лучах желювато-зелеиым.
ки содержания отдельных элементов. Этот метод, однако, требует со-
ответствующей аппаратуры и создания специально оборудованной лабо-
ратории, что далеко не всегда осуществимо не только в полевой обста-
новке, но и в практике камеральных исследований.
Поэтому к спектральному анализу, выполняемому, как правило,
в стационарных лабораториях, обычно прибегают лишь в тех случаях,
когда другие методы не дают указаний на химический состав минерала,
достаточных для его диагностики.
Рентгенометрические методы. Рентгеноструктурный
анализ в настоящее время является одним из наиболее точных методов
исследования состава кристаллического вещества, позволяющим одно-
значно определить минерал по картине дифракции рентгеновских лучей
его кристаллической решеткой. Из многочисленных методов рентгено-
метрического исследования для диагностики минералов обычно приме-
няют метод Дебая — съемки порошкограмм (дебаеграмм), позволяю-
щих рассчитать межплоскостные расстояния и определить относитель-
ные интенсивности отражений от плоских сеток различных символов.
Идентификация дебаеграммы минерала с эталонными дебаеграммами
дает возможность однозначно диагностировать изучаемый минерал.
Метод Дебая требует в обычном его применении относительно
большего количества вещества, достаточного для набивки цилиндриче-
ского столбика размерами 0,5x3—5 мм. В связи с этим при рентгенов-
120
ском изучении единичных мелких зерен россыпных минералов часто*
прибегают к нанесению тонкого слоя порошка на поверхность стеклян-
ного волоска диаметром 0,2—0,4 мм, или же приготовляют микроскопи-
чески мелкие препараты, где кристаллический порошок цементируется
какой-либо рентгеноаморфной связующей массой. В простейшем слу-
чае используют каплю подсыхающего резинового клея, в которую поме-
щают порошок минерального зерна, раздавленного с помощью описан-
ной выше стеклянной ступки. При этом практически все количество
получающегося при дроблении зерна материала может быть использо-
вано для приготовления препарата. Пленку клея с приставшими к нему
частицами порошка скатывают в маленький шарик, с которого и сни-
мают дебаеграмму. В этих случаях обычно снимают дебаеграмму кача-
ния или вращения, что позволяет получать более отчетливые снимки.
Значительно реже для диагностики минералов применяют методы
исследования монокристальных зерен, получая лауэграммы, рентгено-
граммы вращения или качания.
Рентгенометрическими методами могут быть исследованы и неко-
торые рентгеноаморфные минералы, претерпевшие так называемое ме-
тамиктное превращение. Такие минералы (большинство редкоземельных
тантало-ниобатов, ортит, гадолинит и некоторые другие) предваритель-
но прокаливают при температуре до 900—1000° С, чем достигается пол-
ное или частичное восстановление кристаллической структуры минерала.
Рентгенометрические методы являются достаточно трудоемкими и
применение их возможно лишь при наличии специально оборудованной
лаборатории. Этим объясняется то обстоятельство, что рентгенометри-
ческие методы, несмотря на все свои преимущества перед другими ме-
тодами диагностики минералов, лишь в единичных случаях приме-
няются в обычной практике минералогического изучения россыпей.
Радиометрический и радиографический методы1.
Эта группа методов применяется для обнаружения и диагностики ми-
нералов, содержащих радиоактивные элементы.
Метод радиометрии позволяет обнаружить присутствие в пробе
радиоактивных минералов и приблизительно установить принадлеж-
ность вызывающего радиацию элемента к урано-радиевому, ториевому
или урано’-актиниевому рядам.
В табл. 18 приводится перечень некоторых радиоактивных минера-
лов, встречающихся в россыпях и предельные содержания в них уранд
и тория.
Таблица 18
Минералы ио2 ио3, % ThO3, %
Уранинит 60-95 1-7
Гуммит 60-85 1-3
Уранофан 64-67 1-3
Отенит 59-63 —
Торбернит 57—62 —
Браннерит 40-45 1-7
Торианит 5-39 58-93
Самарскит 2-24 0-4
Эвксенит 1-9 1-5
Торит 1-10 70-80
Пирохлор 0,2-25 0-5
Ксенотим 0—4 0-3
Монацит 0-2 5—15
Циртолит 0-1 0-1
Ортит 0-2 0-2
Этот разде 1 составлен В. В. Котельниковым.
121
Определения содержания радиоактивных элементов в минералах
производятся путем измерения интенсивности а-, р- и у-излучений,
испускаемых веществом минерала в единицу времени (радиометриче-
ский метод) или путем определения количества продуктов распада
названных элементов, накопившихся при достижении радиоактивного
равновесия в химически выделенных осадках или растворах (радио-
химический метод).
Радиохимические определения требуют переведения вещества ми-
нерала в раствор, сопряжены с трудоемкими и достаточно длительными
операциями и поэтому сравнительно редко применяются в обычной
практике изучения минералов россыпей.
Радиометрические методы выгодно отличаются от упомянутых вы-
ше тем, что не требуют сложной предварительной подготовки материа-
ла и в то же время дают достаточно надежные сведения о содержании
радиоактивных элементов в изучаемом минерале.
Измерение суммарного содержания радиоактивных элементов в ми-
нерале или в определенной навеске концентрата или шлиха произво-
дится путем сравнения радиоактивности изучаемых объектов со стан-
дартными эталонами, измеряемыми на тех же приборах и в одинаковых
условиях с изучаемой пробой.
Выбор типа приборов, применяющихся при радиометрических ис-
следованиях, зависит от количества испытуемого материала, от общего
содержания в нем радиоактивных элементов и от требуемой точности
определений.
При изучении концентратов обогащения россыпей и шлихов успеш-
но применяются радиометры типа ПР-6 и АРП, предназначенные для
полевых и лабораторных измерений по р и у-лучам, или же лаборатор-
ные установки типа Б, Б-2, «Граб» и др.
В малых навесках суммарное содержание радиоактивных элемен-
тов может быть определено на лабораторных установках с датчиками
торцового типа ТМ-20, МСТ-17, СИ-2Б или с цилиндрическим счетчиком
типа АС-1, АС-2, СТС-1 и СТС-6.
Наиболее точные данные могут быть получены на лабораторной
анализирующей установке ЛАУ-52, которая позволяет производить из-
мерение содержания радиоактивных элементов по а-, и у-излучеииям.
В комплекте этого прибора имеется сцинтилляционный альфа-анализа-
тор, позволяющий измерять энергию а-частиц.
Для раздельного определения радиоактивных элементов произво-
дят комплексные р-у измерения или же с помощью сцинтилляционных
гамма-спектрометров измеряют интенсивность и энергию различных
линий у-излучения, позволяющие судить о природе и содержании
отдельных радиоактивных элементов. Описание методики радиометри-
ческих измерений и характеристику применяемых при этом приборов
можно найти в соответствующих руководствах. («Радиометрический
метод поисков и разведки урановых руд». Госгеолтехиздат, 1957).
Радиографический метод применяется главным образом для обна-
ружения радиоактивных минералов и выяснения характера распреде-
ления последних в породах и рудах. Он основан на известном явлении
воздействия радиоактивных излучений на фотоэмульсию, аналогичном
воздействию света.
Для обнаружения радиоактивных минералов в концентратах или
шлихах применяется следующий способ радиографии. Предметное стек-
ло размером 9X12 см (или более, в зависимости от количества иссле-
дуемого материала) покрывают тонким слоем раствора желатина1. По-
сле подсыхания пленки на стекло высыпают концентрат и распреде-
1 В качестве предметного стекла можно применять отфиксированные фотопла-
стинки с предварительно разм5гченной увлажнением эмульсией.
122
ляют его тонким слоем (в одно зерно). Сверху препарат накрывают
фотопластинкой того же размера, обращенной светочувствительным
слоем вниз, и пластинку осторожно прижимают к препарату. Края
предметного стекла и пластинки должны быть точно совмешены
и скреплены какой-либо связующей массой (пластилином).
Препарат с фотопластинкой помещают в светонепроницаемую ко-
робку и экспонируют в течение различного времени — от нескольких
часов до 10—15 суток (в зависимости от характера изучаемых объек-
тов и чувствительности пластинки). По окончании срока экспозиции
фотопластинку осторожно снимают и проявляют.
В случае присутствия в препарате зерен радиоактивных минералов
последние легко могут быть обнаружены по отпечаткам на радиофото-
грамме и отысканы среди других зерен путем повторного совмещения
фотопластинки и предметного стекла.
Учитывая время экспозиции, по интенсивности почернения фото-
пластинки можно приблизительно судить о содержании радиоактивных
элементов в изучаемых минералах.
Для более точного суждения о природе радиоактивности минера-
лов применяется метод микрорадиографии, при котором учитывается
количество треков а-частиц и длина их пробега в светочувствительном
слое эмульсии. Для этих целей применяют толстослойные высокочувст-
вительные фотопластинки НИКФИ типа А-2. Регистрация и измерения
греков производятся при помощи бинокулярного микроскопа, снабжен-
ного окуляр-микрометром. По величине пробега а-частиц судят об энер-
гии a-излучений, а по этой последней—о природе материнского радио-
элемента.
Количественно-минералогический анализ. В на-
стоящее время еще не разработаны быстрые и достаточно надежные
методы полного количественно-минералогического анализа концентра-
тов или шлихов с определением весовых содержаний каждого из со-
держащихся в них компонентов.
В некоторых случаях количество отдельных редко встречающихся
минералов в концеюрато или пробе может быть найдено путем отбора
всех зерен таких минералов и последующего взвешивания их. Такой
простейший способ применим, например, для алмаза, золота, платины
и некоторых других минералов, присутствующих в пробах в количестве
немногих зерен. Такие ж-1 частные определения выполняются и для
касситерита и шеелита, зерна которых предварительно обрабатываются
соответствующими реагентами для получения цветных пленок и затем
отбираются и взвешиваются. Этот простой способ определения количе-
ства минерала становится весьма трудоемким при значительном числе
зерен того или иного минерала в пробе и совершенно не пригоден для
определения количественно-минералогического состава всей пробы в
целом.
Из всех предложенных в разное время методов полного количе-
ственно-минералогического анализа концентратов и шлихов наиболее
эффективным и практически достаточно надежным является так назы-
ваемый объемно-весовой метод, вошедший в практику работы шлихо-
минералогических лабораторий.
Сущность этого метода в применении к шлихам изложена в работе
автора (Кухаренко, 1957).
Он заключается в пересчете под бинокулярным микроскопом опре-
деленного числа зерен средней пробы изучаемой фракции шлиха или
концентрата с подсчетом количества зерен каждого из присутствующих
в ней минералов.
Для отдельных фракций количественное содержание минералов
выражается в объемных («точечных» или «зерновых») процентах, коли-
чество каждой фракции — в весовых процентах, что позволяет выра-
123
зить содержание минералов по отношению ко всей изучаемой пробе
в объемно-весовых процентах.
По самой своей основе этот метод требует производства подсчетов
в пробах с приблизительно одинаковыми размерами зерен. В связи
с этим гранулометрически неоднородные концентраты или шлихи пред-
варительно разделяются при помощи сит на отдельные фракции и под-
счет количества минералов производится в каждой из них.
При объемно-весовом методе, как и при других методах количе-
ственно-минералогического анализа, имеют место две основные группы
ошибок: систематические, зависящие от самой методики анализа, и ин-
дивидуальные— главным образом ошибки в диагностике минералов,
зависящие от тщательности работы и опыта исследователя.
Рис. 47 График зависимости вероятной ошибки количествен-
ного определения минерала от его содержания и числа
подсчитанных зерен
Погрешности первой группы неизбежно возникают вследствие
неаддитивности анализируемой средней пробы и величина их зависит
от числа наблюдений—от общего количества подсчитанных в пробе
зерен. Кроме того, она зависит и от валового содержания определяе-
мого компонента, т. е. неодинакова для отдельных минералов пробы.
Зависимость абсолютной вероятной ошибки определения количе-
ства какого-либо компонента от содержания этого компонента в пробе
и от числа подсчитанных зерен (объема пробы) в общей форме дается
уравнением
. 2 / Л-(Юи-Л)
8 “ту —п—
где г' — вероятная ошибка;
А — содержание компонента в анализируемой пробе;
п — число наблюдений (общее число подсчитанных зерен).
Как показывает график (рис. 47), величина систематических оши-
бок даже при большом числе наблюдений (порядка 2000—4000 зерен)
достигает нескольких десятых процента и при общем содержании ми-
нерала в пробе больше 1% количество его может быть найдено с точ-
124
Таблица 19
Количественно-минералогический состав концентрата
Фракции Нематигная Электромагнитная Магнитная Сумма, %
Крупность, мм 0,25-0,5 0,5—1,0 0,25-0,5 0,5—1,0 0,25-0,5 0,5-1,0
Вес фракции, % 15,3 20,5 33,2 18,7 7,2 5,1
Минералы число зерен % число зерен % число зерен % число зерен % число зерен % число зерен %
Циркон Рутил Брукит Анатаз . . . . . . Лейкоксен Пирит Дистен Касситерит Ильменит Гематит Лимонит Монацит Турмалин Ставролит Альмандин Эпидот Хромшпинелид .... 125 18 1 2 5 16 2 9 10,7 1.5 0,1 0,2 0,4 1,4 0,2 0,8 145 32 3 6 37 29 11,8 2,6 0,2 0,5 3,1 2,3 3 4 2 59 74 85 39 27 3 24 13 5 0,3 0,4 0,2 5,8 7,3 8,4 3,8 2,6 0,3 2,3 1,3 0,5 5 2 3 32 61 44 19 12 11 9 1 0,5 0,2 0,3 3,0 5,7 4,1 1,8 1,2 1,0 0,8 0,1 2 5 1 2 75 ООО о о со 1 1 1 1 1 Ф- го 1 1 1 1 1 1 1 1 2 1 50 0,2 0,1 4,8 22.5 4,9 0,3 0,2 1,5 4,5 0,2 3,6 9,0 13,6 12,5 5,6 3,8 0,3 3,5 2,1 0,8 11.1
Сумма . . . 178 15,3 252 20,5 338 33,2 199 18,7 85 7,2 53 5,1 100,0
ностью не более ±0,1%. В обычной практике количественно-минерало-
гического анализа концентратов довольствуются меньшей точностью, не
требующей подсчета столь большого числа зерен. Так, при общем чис-
ле подсчитанных зерен 800—1000 вероятные ошибки при определении
количества содержащихся в пробе минералов составляют ±0,9—1,2%
для минералов, присутствующих в количествах от 30 до 50%, 0,5—
0,8%—при содержании минералов от 10 до 20% и 0,2—0,4%—при
содержании их от 1 до 5%.
Это общее число подсчитанных зерен, гарантирующее указанные
пределы ошибки анализа, распределяется на всю анализируемую про-
бу. Число зерен, приходящихся на отдельные фракции пробы при тех
же конечных величинах систематической ошибки, находится по формуле
где N — суммарное число зерен, гарантирующее заданную точность
анализа;
z — процентное содержание данной фракции;
п — число зерен, подсчитываемых в этой фракции.
Ошибки индивидуальные (в диагностике минералов) зависят, как
указывалось, от опытности исследователя. Практика показывает, что
при известном навыке ошибки этой группы по своей величине близки
к систематическим и составляют около 1% для минералов, присутст-
вующих в пробе в количествах 25—50%, и десятые доли процента для
минералов, содержание которых менее 20%. Они наиболее велики,
естественно, для трудно диагностируемых при массовом анализе рудных
минералов н особенно в тех случаях, когда в анализируемой пробе од-
новременно присутствует несколько внешне сходных минералов.
Приемы количественно-минералогического анализа для таких слож-
ных случаев, равно как и техника приготовления средних проб и после-
довательность операции анализа, описаны в указанной работе автора.
В зависимости от сложности состава анализируемых проб весь подсчет
при некотором навыке занимает от получаса до полутора часов.
В заключение приведем один из примеров количественно-минерало-
гического анализа концентратов объемно-весовым методом (табл. 19).
ЧАСТЬ ВТОРАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА МИНЕРАЛОВ
РОССЫПЕЙ
В соответствии с общепринятой методикой обработки концентра-
тов обогащения и шлихов все встречающиеся в россыпях и описывае-
мые ниже минералы сгруппированы в четыре фракции: тяжелые — не-
магнитную, электромагнитную, магнитную и легкую фракции.
Подробнее других охарактеризованы минералы тяжелых немагнит-
ной и электромагнитной фракций, где концентрируются наиболее цен-
ные компоненты россыпей. В пределах каждой фракции материал в
общем сгруппирован в порядке минералогической систематики. При
описании отдельных минералов указываются их химический состав,
относительная распространенность, морфологические особенности мине-
рала, главнейшие его физические и оптические константы, диагностиче-
ские химические испытания, признаки, отличающие данный материал
от сходных с ним, главнейшие типы первичных его месторождений.
Описательная часть иллюстрируется «Атласом минералов россыпей»,
причем в тексте сделаны ссылки на соответствующие номера таблиц
и фигур атласа, где приведены изображения описываемых минералов.
9 А. А Кухаренко
ГЛАВА VII
МИНЕРАЛЫ ТЯЖЕЛОЙ НЕМАГНИТНОЙ ФРАКЦИИ
В немагнитную фракцию выделяются минералы, характеризую-
щиеся низкой магнитной восприимчивостью (>5 • 106 CGSM). По хими-
ческому составу они представляют собой соединения с полуковалент-
ным, реже ионным и металлическим типами связей, не содержащие
элементов — магнитофоров. Сюда относится большинство одноэлемент-
ных минералов, сульфиды, галоидные еоединения, простые и сложные
окислы, сульфаты, вольфраматы, молибдаты и хроматы, фосфаты, арсе-
наты и ванадаты, а также островные, цепочечные и кольцевые силикаты
типичных катионов и некоторых амфотерных элементов: Си, Ag, Mg, Са,
Sc, Ba, Zn, Hg, Al, Ti, Zr, Sn, Pb, Bi, As, Th, Nb, Та и др.
В большинстве своем эти минералы являются светлоокрашенными
или бесцветными, характеризуются малым или средним удельным ве-
сом и умеренной твердостью. Большинство их устойчиво по отношению
к агентам химического выветривания, а многие минералы характери-
зуются повышенной абразивной прочностью и устойчивостью в процес-
сах переноса.
Из многочисленных минералов, встречающихся в тяжелой неэлек-
тромагнитной фракции шлихов и концентратов обогащения россыпей,
ниже описываются следующие 77 минеральных видов и разновидно-
стей (табл. 20).
Золото Au
Золото является широко распространенным минералом и в виде
отдельных зерен встречается почти повсеместно в песчаных и песчано-
галечных отложениях современных речных долин, а также во многих
обломочных осадках и породах других генетических типов и геологиче-
ского возраста. Промышленно ценные россыпные концентрации золота,
однако, редки и формируются лишь в определенных геологических и
геоморфологических обстановках.
В россыпях золото сопровождается пиритом, лимонитом, псевдо-
морфозами лимонита по пириту, магнетитом, гематитом, ильменитом,
эпидотом, нередко — турмалином, цирконом, рутилом, шеелитом, мо-
нацитом, касситеритом, арсенопиритом и некоторыми другими мине-
ралами.
В химическом отношении золото представляет собой твердый
раствор Au с Ag, Си, Rh, Pd, Bi, Hg и некоторыми другими металлами.
Наиболее обычной примесью является серебро, с которым золото дает
непрерывный ряд твердых растворов: золото — серебристое золото —
электрум — кюстелит — золотистое серебро — серебро. Другие разно-
видности золота: медистое (до 20% Си), палладистое (до 10% Pd),
родистое (до 35% Rh), висмутистое (до 4% Bi), ртутистое.
130
Одноэлемент- ные минералы Су чьфиды Галой1ные соединения Простые и сложные окислы
Золото Аргентит Флюорит Корунд
Электрум Галенит Рутил
Серебро Медь Сфалерит Анатаз
Свинец Киноварь Висмутин Брукит
Олово Антимонит Реальгар Лейкоксен Касситерит
Алмаз Молибденит Халькопирит Борнит Пирит Кобальтин Шмальтин Марказит Арсенопирит Тетраэдрит Т еннаптит Прустит Бадделеит Торианит Шпинель Перовскит Лопарит Пирохлор
Таблица 20
Карбонаты Сульфаты вольфра маты, молибдаты и хроматы Фосфаты, арсенаты и ванадаты Силикаты
Магнезит Целестин Апатит Циркон
Смитсонит Барит Коллофан Малакон
Сидерит Англезит Пироморфит Циртолит
Доломит Ангидрит Миметезит Торит
Церуссит Шеелит Ванадинит Топаз
Стронцианит Вульфенит Адамин Дистен
Малахит Повеллит Аннабергит Андалузит
Азурит Крокоит Эритрин Силлиманит
Бисмутит Скородит Уранофан
Торбернит Гуммит(соддиит)
Отенит
Диоптаз
Россыпное золото в среднем содержит несколько меньше примесей
в сравнении с металлом из коренных месторождений и является более
высокопробным. Проба золота (т. е. содержание Au на 1000 весовых
частей природного металла), как правило, повышается по мере удале-
ния россыпей от коренного источника. Это происходит вследствие есте-
ственной рафинации металла, выщелачивания примесей из поверхност-
ной оболочки золотин и их частичного нарастания за счет коллоидных
растворов золота, присутствующих в речных водах.
Золото кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдриче-
ском виде симметрии. Кристаллы золота в россыпях встречаются ис-
ключительно редко и почти всегда плохо образованы, искривлены и
деформированы. Облик кристаллов октаэдрический с обычным для зо-
лота уплощением по (111) или удлинением по одной из gs. В комбина-
ции с преобладающими гранями октаэдра иногда присутствуют {НО},
{100}, (113}. Весьма обычны для золота сростки мельчайших кристал-
лических индивидов, сдвойникованных по (Ш} или же ориентирован-
ных субпараллельно. Такие агрегаты имеют самую разнообразную
внешнюю форму: проволочную, крючковидную, почковидную, форму
пластин, неправильных дендритов, листочков, губчатых масс («самород-
ков»), содержащих в порах и кавернах включения инородного мате-
риала. В россыпях подобные формы — «рудное золото» (табл. 2, фиг. 1)
наблюдаются относительно редко, главным образом в делювиальных,
коллювиальных и речных отложениях, формирующихся в непосредст-
венной близости от коренных месторождений.
Наиболее обычна для россыпного золота форма неправильных, час-
то искривленных и скрученных, в различной степени окатанных лепеш-
ковидных, реже округлых зерен — так называемый «пластовый металл»
(табл. 2, фиг. 2 и 3), а также листочков и чешуек — «косовый металл»
(табл. 2, фиг. 4). В виде тонких листочков и чешуек золото может пере-
носиться на значительные расстояния, почти не окатываясь и сохраняя
первоначальную неправильную форму частиц.
Поверхность зерен россыпного золота обычно неровная, мелко-
ямчатая и шероховатая, с многочисленными бороздами и углублениями.
Цвет золотисто-желтый с тем или иным оттенком, зависящим от
характера примесей: красноватым для высокопробного золота, белова-
тым или зеленоватым—для разновидностей, содержащих значительную
примесь серебра и меди. Нередко зерна россыпного золота покрыты с
поверхности пленками («рубашкой») гидроокислов железа и приобре-
тают вследствие этого бурый цвет (табл. 2, фиг. 5 и 6).
Черта блестящая, золотисто-желтая или бледно-желтая. Блеск ме-
таллический, сильный. В очень тонких листочках иногда просвечивает
желтовато-зеленым. Спайность не выражена, излом крючковатый. Зо-
лото весьма ковко и тягуче, при ударе легко расплющивается в тончай-
шие листочки. При нажатии стальной иглой на поверхности зерен
остается углубление с гладкими и блестящими краями. Тв. 2—2,5. Уд.
вес варьирует в зависимости от состава от 15,5 до 19,3. П. п. тр. сплав-
ляется в блестящий королек. Золото обладает диамагнитными свойст-
вами, является хорошим проводником тепла и электричества.
Концентрированные H2SO4, HNO3 и НС1 на золото не действуют,
но при нагревании оно полностью или частично растворимо в царской
водке. Травится и растворяется KCN. С ртутью золото легко образует
жидкие амальгамы и этим методом может быть полностью извлечено
из концентратов и шлихов.
Коренные месторождения золота многочисленны и разнообразны.
Наиболее распространены жильные гидротермальные месторождения,
генетически связанные с гранитоидами. Среди них выделяют две фор-
мации. К первой принадлежат высокотемпературные кварцевые (с тур-
малином, изредка — с полевыми шпатами и апатитом) жилы, в которых
132
золото ассоциирует с арсенопиритом, пиритом, пирротином, халькопири-
том, реже с карбонатами, блеклыми рудами, сфалеритом, галенитом,
иногда — с антимонитом, висмутином, шеелитом, вольфрамитом и мо-
либденитом.
Вторую формацию образуют среднетемпературные карбонатно-
кварцевые (с кальцитом, доломитом, анкеритом, изредка с родохрози-
том и баритом) полиметаллические и колчеданные жилы, где в ассо-
циации с золотом распространены пирит, халькопирит, арсенопирит,
галенит и сфалерит и в меньшей мере — блеклые руды, антимонит, ки-
новарь, сульфосоли серебра и свинца и арсениды кобальта и никеля.
Особый тип коренных месторождений золота представляют близ-
поверхностные жильные и штокверковые месторождения, генетически
связанные с кислыми и средними эффузивами — риолитами, дацитами,
андезитами. Сюда относятся барито-кварцево-карбонатные (с кальци-
том, доломитом, родохрозитом) и флюоритовые жилы, где золото со-
провождается теллуридами Au и Ag (калаверитом, сильванитом, гесси-
том), аргентитом, сульфосолями серебра (пираргиритом, полибазитом),
галенитом, сфалеритом, серебросодержащими блеклыми рудами, а так-
же пиритом, марказитом, халькопиритом, арсенопиритом и некоторыми
другими минералами.
Третьим типом коренных месторождений золота, играющим важ-
ную роль в качестве поставщика россыпного металла, являются зоны
пиритизации в различных метаморфических породах — филлитах, квар-
цево-слюдяных и кристаллических сланцах.
Кроме указанных наиболее распространенных типов коренных ме-
сторождений, золото в небольших количествах встречается также в
скарнах, вторичных кварцитах, змеевиках, диабазах, габбро, диоритах,
сиенитах, в цементе метаморфизованных конгломератов и в других по-
родах, затронутых процессами гидротермального изменения и мине-
рализации.
Серебристое золото. Электрум (Au, Ag)
Разновидности золота, содержащие свыше 15% (иногда до 40—
50%) Ag и в качестве второстепенных примесей Си, Fe, Bi, Sb и др.
Встречаются редко как спутники россыпного золота в виде непра-
вильных зерен с неровной ямчатой и губчатой поверхностью, в виде
сростков и дендритовидных форм, а также округленных зерен (табл. 3,
фиг. 1 и 2). Отличаются от золота светло-желтой, иногда беловато-
желтой окраской. Зерна электрума, находимые в россыпях, затронутых
процессами выветривания, иногда обнаруживают признаки выщелачи-
вания, бывают покрыты пленками гидроокислов железа, а также тем-
ными пленками вторичных соединений серебра.
Тв. 2—3, весьма ковкие. Уд. вес 12—14. Частично растворяются в
концентрированной HNO3.
Коренные месторождения серебристого золота и электрума отно-
сятся к числу гидротермальных, средне- и низкотемпературных. Они
встречаются в серебро-свинцовых месторождениях, где сопровождаются
галенитом, аргентитом, тетраэдритом, пруститом, серебром, а также
в колчеданных и полиметаллических месторождениях.
Серебро Ag
Серебро' является редким минералом россыпей и встречается обыч-
но в качестве спутника россыпного золота.
Химический состав: Ag с примесью Au, Hg, Си, реже As, Sb, Bi.
Разновидности: золотистое, ртутистое, медистое, мышьяковистое, сурь-
мянистое серебро.
133
Кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдрическом ви-
де симметрии. Кристаллы серебра в россыпях встречаются исключи-
тельно редко и имеют тот же облик, что и кристаллы золота. Наиболее
обычны для россыпного серебра неправильные зерна, дендритовидные и
проволочные образования, скрученные уплощенные и в различной сте-
пени окатанные, а также губчатые массы (табл. 3, фиг. 3).
Цвет природного серебра обычно серый, свинцово-серый до черного
(вследствие образования поверхностных пленок сернистого серебра и
кераргарита), реже серебряно-белый. Черта блестящая белая или свет-
ло-серая.
Спайность незаметна, излом крючковатый. Тв. 2,5—3. Ковко и тя-
гуче. Уд. вес колеблется в зависимости от состава минерала от 10,0 до
11,5. П. п. тр. легко сплавляется в белый блестящий королек. Раство-
римо в HNO3; от прибавления капли НС1 к азотнокислому раствору
выпадает белый творожистый осадок хлористого серебра. Обладает
диамагнитными свойствами, высокой тепло- и электропроводностью.
Коренные месторождения серебра относятся к группе гидротер-
мальных, а по условиям формирования — к категории гипогенных и
экзогенных. Гипогенные месторождения серебра представлены кварце-
во-баритовыми и кварцево-кальцитовыми жилами, где серебро сопро-
вождается аргентитом, сульфосолями серебра, блеклыми рудами, гале-
нитом, иногда теллуридами золота и серебра. К этому типу месторож-
дений относятся также кварцево-доломитовые и анкеритовые жилы,
в которых серебро ассоциирует с арсенидами никеля и кобальта, арген-
титом, пруститом, пираргиритом, висмутом, халькопиритом, тетраэдри-
том, иногда настураном.
Наиболее распространены экзогенные месторождения серебра, где
этот минерал встречается в зонах окисления и вторичного сульфидного
обогащения в свинцово-цинковых, полиметаллических, мышьяково-сурь-
мяных и некоторых других гидротермальных месторождениях, содер-
жащих гипогенные сульфиды, сульфосоли, теллуриды и селениды
серебра.
Медь Си
Медь является редким минералом и в заметных количествах встре-
чается в россыпях лишь поблизости от коренных ее месторождений.
Химический состав: Си с незначительной примесью Fe, Au, Ag,
иногда As, Sb, Bi, Hg.
Кристаллизуется в кубической сингонии в гексоктаэдрическом виде
симметрии. Одиночные правильные кристаллы меди в россыпях наблю-
даются исключительно редко. Они имеют форму несколько искаженных
кубов или кубооктаэдров, иногда усложненных притупляющими гра-
нями {ПО}, {140} и др. Более обычны срортки по (Ш) из двух или
нескольких индивидов, неясно окристаллизованные неправильные зерна,
скелетные и древовидные кристаллические сростки (табл. 3, фиг. 4),
губчатые и комковидные агрегаты, неправильные пластинчатые и че-
шуевидные формы (табл. 3, фиг. 5).
Цвет медно-красный, в свежем изломе красновато-розовый. С по-
верхности частицы россыпной меди нередко покрыты пленками окислов
и карбонатов меди и приобретают темно-бурую, черную или зеленова-
тую окраску.
Черта меди блестящая красновато-розовая. Тв. 2,5—3. Излом не-
ровный, крючковатый. Ковка и тягуча. Уд. вес 8,7—8,9. Обладает хоро-
шей электро- и теплопроводностью. П. п. тр. сплавляется в блестящий
королек.
Легко (со вскипанием) растворима в HNO3; при нагревании раство-
ряется в НС1. От прибавления аммиака водный азотнокислый и соляно-
134
кислый растворы меди приобретают синий цвет. Внесенный в пламя
спиртовки раствор хлорида меди окрашивает пламя в лазурно-голубой
цвет.
В коренных месторождениях медь связана главным обоазом с тол-
щами основных эффузивных пород, где выделяется из постмагматиче-
ских растворов при восстановлении сульфатов или хлоридов меди окис-
лами или силикатами железа. Медь выделяется в миндалинах этих
пород, по трещинкам или в виде вкраплений в них, в жилах среди вме-
щающих эффузивы осадочных пород и в цементе этих последних. Ассо-
циирует здесь с цеолитами, кальцитом, пренитом, эпидотом, хлоритом,
сульфидами меди.
Выделения меди установлены также в различных основных и
ультраосновных породах, затронутых процессами гидротермального
изменения (в серпентинитах, соссюритизированных и хлоритизирован-
ных габбро, диабазах и др.). Здесь медь образуется за счет разложения
первичных медьсодержащих сульфидов (главным образом халькопи-
рита), присутствующих в рассеянной форме в этих породах.
Сходные по условиям образования месторождения меди известны
и в некоторых осадочных породах (песчаниках), где медь восстанавли-
вается из почвенных и внутрипластовых сульфатных растворов органи-
ческими остатками, окислами железа и карбонатами. Медь выделяется
здесь в виде неправильных мельчайших зерен и чешуек в цементе пес-
чаников, в виде конкреций и дендритовидных сростков по трещинам в
них и ассоциирует с малахитом, азуритом, борнитом, халькозином и не-
которыми другими сульфидами.
Широко распространена медь и в зонах окисления многих медно-
сульфидных месторождений как жильного, так и вкрапленного типов
и сопровождается здесь лимонитом, купритом, халькозином, малахитом,
азуритом и другими вторичными минералами. Известны также случаи
образования меди в самих россыпях путем восстановления ее из почвен-
ных растворов под влиянием магнетита, гематита, лигнитизированной
древесины, а также частиц металлического железа, попадающих в рос-
сыпи при их разведке и отработке.
В химическом отношении весьма нестойка; при выветривании по-
крывается корочками и примазками малахита, иногда бурыми пленка-
ми куприта и тенорита.
В неправильных угловатых зернах за медь могут быть ошибочно
приняты изредка встречающиеся в россыпях никелин и брейтгауптит,
обладающие красновато-розовым цветом, металлическим блеском и так
же, как и медь, иногда покрывающиеся зеленоватыми пленками про-
дуктов окисления. В отличие от меди эти минералы хрупки, имеют
заметно большую твердость (5), характеризуются отрицательной реак-
цией на Си (окрашивание пламени), и отчетливой реакцией на Ni
(с диметилглиоксимом), AS и Sb (с молибденовокислым аммонием).
Свинец РЬ
Свинец является одним из весьма редких минералов, и самородный
характер свинца, обнаруженного в ряде золотоносных россыпей, в на-
стоящее время вызывает сомнение.
Химический состав — РЬ. Установлена примесь Au, Ag, Sb, S.
Свинец кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдриче-
ском виде симметрии. В кристаллах в россыпях не наблюдался. Встре-
чается в виде неправильных зерен с ячеистой и губчатой поверхностью
(табл. 3, фиг. 6), мелких пластинок и округлых окатанных зерен, напо-
минающих дробинки.
Цвет зерен свинца с поверхности обычно темно-серый, в разрезе —
стально-серый. Иногда частицы россыпного свинца покрыты бурыми,
135
белесыми или зеленоватыми пленками вторичных образований. Черта
серая, блестящая. Типичный для свинца металлический блеск обычно
устанавливается только в разрезе зерен.
Тв. 1,5. Очень ковок и тягуч, при надавливании стальной иглой
на поверхности частиц остается углубление с гладкими блестящими
краями. Уд. вес. 11,4—13,3.
П. п. тр. легко плавится (при 330° С) и дает на угле белый налет.
В НС1 и H2SO4 нерастворим; растворяется в разбавленной HNO3.
После выпаривания азотнокислого раствора и обработки сухого остат-
ка Н2О в присутствии KI выпадает желтый осадок РЫ2.
В коренных месторождениях свинец встречается исключительно'
редко. Он образуется в восстановительной среде как продукт распада
галенита, а также вторичных соединений свинца: церуссита, англезита,
массикота и др. Значительно шире свинец распространен в россыпях,
причем в ряде случаев не устанавливается какой-либо видимой связи
между находками его здесь и распространением в том или ином рай-
оне первичных месторождений свинцовых руд.
Находки в россыпях частиц свинца с наросшим на них золотом,
характер распространения и форма зерен россыпного свинца застав-
ляют допускать в некоторых случаях возможность образования этого
минерала непосредственно в самих россыпях. Свинец может образовы-
ваться здесь за счет галенита, карбонатов, сульфатов и хлоридов свин-
ца в результате восстановления их органическими соединениями, в про-
цессах жизнедеятельности микроорганизмов, путем обжига зерен гале-
нита при лесных и степных пожарах и т. п.
Часть находимого в россыпях свинца, особенно в горнопромыш-
ленных и обжитых районах, несомненно является рецентным материа-
лом, т. е. остатками человеческой индустрии.
Олово Sn
Олово установлено в некоторых россыпях вместе с золотом, пла-
тиной, медью, осмистым иридием, касситеритом и другими минералами.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в дитетр агонально-
дипирамидальном виде симметрии. В кристаллах не наблюдалось.
Встречается в виде плоских обтертых или изогнутых неправильных зе-
рен и листочков, а также в виде агрегатов, обладающих характерной
губчатой и ямчатой поверхностью (табл. 3, фиг. 7).
Цвет светло-серый или белый. Черта светло-серая, блестящая.
Блеск металлический. Тв. 2. Спайность не выражена, ковко и тягуче.
Уд. вес. 7,3. При 230° С плавится в белый блестящий королек.
Легко растворяется в НС1 с выделением водорода.
В коренных месторождениях олово достоверно не установлено.
В некоторых случаях олово, подобно свинцу, может образоваться в са-
мих россыпях за счет касситерита или станнина в результате процессов
восстановления их органическими соединениями или путем обжига при
пожарах.
Алмаз С
Алмаз один из наиболее редких минералов россыпей. Встречается
здесь в виде кристаллов, их спайных обломков, а также в виде кри-
сталлических сростков и агрегатов.
Кристаллизуется в кубической сингонии. Согласно новым исследо-
ваниям, кристаллы алмаза образованы тончайшими срастаниями и вза-
имными прорастаниями двух модификаций алмаза, относящихся к гек-
сатетраэдрическому (наиболее распространенная модификация) и гек-
соктаэдрическому видам симметрии.
136
Облик кристаллов алмаза разнообразен. Могут быть выделены два
основных морфогенетических типа: 1) октаэдрический (плоскогранный)
и 2) ромбододекаэдрический (кривогранный). Большинство кристал-
лов октаэдрического типа имеют ступенчато-слоистые грани, образован-
ные серией убывающих по размерам параллельно наслоенных пластин,
нарастающих или из одного центра (так называемые формы гомоцен-
трического роста; табл. 4, фиг. 1—3), или же из нескольких, близко
расположенных центров (формы полицентрического роста; табл. 4,
фиг. 4 и 5).
Пластинчатое строение поверхностей октаэдра обусловливает свой-
ственную кристаллам этого типа желобчатую скульптуру ребер и мно-
гоглавое (друзовидное) строение вершин (табл. 4, фиг. 4 и 5). Такие
кристаллы представляют собой формы быстрого роста алмаза и харак-
терны для близповерхностных магматических его месторождений.
Октаэдрические кристаллы алмаза с плоскими гранями и острыми
вершинами, относимые к формам медленного роста, обычно имеют
закругленные ребра, притупленные округлыми поверхностями, посте-
пенно расширяющимися к вершинам кристалла. Отмечаются все сте-
пени развития этих округлых поверхностей—от незначительных при-
туплений на ребрах октаэдрических кристаллов (табл. 4, фиг. 6 и 7)
до габитусных форм, придающих кристаллам алмаза характерный об-
лик округлых многогранников (табл. 4, фиг. 8—11). При значительном
развитии округлых поверхностей грани октаэдра алмаза обычно по-
крываются фигурами вытравливания, имеющими форму треугольных
углублений (табл. 4, фиг. 8—11).
При полном исчезновении октаэдрических граней кристаллы алма-
за переходят в кривогранные многогранники ромбододекаэдрического
типа. Последние имеют форму двенадцатигранников с удвоенными вы-
пуклыми гранями, преломленными вдоль коротких диагоналей. Среди
кристаллов этой категории различают два подтипа: а) додекаэдроиды,
по своей общей форме напоминающие ромбододекаэдры и характери-
зующиеся тем, что округлые грани их приблизительно одинаково изо-
гнуты и в направлении вершин кристаллов и в направлении осей сим-
метрии третьего порядка (табл. 5, фиг. 15—17), и б) октаэдроиды, по
внешнему облику приближающиеся к округлым гексоктаэдрам (табл. 4,
фиг. 12, табл. 5, фиг. 13 и 14). Для октаэдроидов кривизна граней в
направлении g3 значительно превосходит выпуклость их в направлении
вершин кристалла. Округлые кристаллы этого типа представляют со-
бой, по всей вероятности, формы медленного и длительного раство-
рения.
Наиболее распространены среди округлых алмазов додекаэдроиды.
Большинство округлых алмазов обнаруживает искажение внешней
симметрии кристаллов и является или уплощенными обычно вдоль g3
(табл. 5, фиг. 16 и 17), часто вследствие двойникования, реже по gz
(табл. 5, фиг. 18), или удлиненными вдоль g3 (табл. 5, фиг. 19 и 20),
или ПО g2-
Часто встречаются срастания кристаллов алмаза: простые двой-
ники по шпинелевому закону (табл. 6, фиг. 1—3 — двойники додекаэд-
роидов; фиг. 5 и 6 — двойниковые сростки октаэдрических кристаллов)
и реже более сложные сростки (тройники и пятерники, табл. 6, фиг. 4),
а также параллельные или же незакономерные срастания (табл. 6,
фиг. 7). Двойниковые сростки алмаза обычно уплощены по оси двойни-
кования и часто приобретают форму пластин или таблиц.
Очень распространены полисинтетические микродвойниковые сро-
стки, имеющие внешний облик монокристаллов. Такие микродвойнико-
вые сростки распознаются по характерной штриховке, проходящей на
поверхности округлых граней под углом около 30° к ребрам кристалла,
137
либо же по свойственной им анизотропии, обнаруживаемой при рас-
смотрении кристаллов алмаза под микроскопом.
Наряду с монокристаллами и их сростками алмаз встречается и в
виде зернистых агрегатов, среди которых различают три разновидности:
борт, баллас и карбонадо.
Бортом принято называть неправильные зернистые сростки, обычно
темноокрашенные. Балласом называют шаровидные агрегаты, имеющие
в изломе радиально-лучистое строение. Карбонадо представляет собой
скрытокристаллические агрегаты алмаза, плотные (эмалевидные), реже
пористые (коксовидные и шлаковидные), окрашенные примесью гра-
фита в черный или бурый цвет.
Кроме кристаллов и их сростков алмаз встречается в россыпях
в виде осколков, а также модификационных форм, возникающих в про-
цессе очень длительного и интенсивного окатывания кристаллов и ос-
колков алмаза. В начальные стадии окатывания стираются ребра кри-
сталлов, приобретающие зазубренные очертания благодаря мельчайшим
трещинкам и выбоинам, развивающимся параллельно направлениям
спайности алмаза (табл. 7, фиг. 1). Края осколков закругляются, по-
верхности скола покрываются мельчайшими фигурами удара и ста-
новятся матовыми (табл. 7, фиг. 2). Более интенсивный износ отра-
жается и на гранях кристаллов алмаза, утрачивающих свой природный
блеск и покрывающихся бесчисленными трещинками и выколами, сли-
вающимися в общую шероховатую поверхность (табл. 7, фиг. 3). Ребра
алмаза на этой стадии окатывания стираются совершенно, но общий
облик кристаллов еще сохраняется (табл. 7, фиг. 4).
В процессе особенно длительного окатывания кристаллы алмаза
утрачивают свою правильную геометрическую форму (табл. 7, фиг. 5)
и в конечном итоге приобретают облик шаровидных или эллипсоидаль-
ных зерен с тонко матированной или же шлифованной поверхностью
(табл. 7, фиг. 6). Такие формы длительного окатывания очень редко
встречаются в аллювиальных россыпях алмаза и более распространены
среди его прибрежно-морских россыпей. Находимые в современных
речных россыпях, такие окатанные алмазы обычно происходят из древ-
них обломочных пород.
Большинство алмазов бесцветно, среди окрашенных преобладают
желтые, красновато-коричневые и дымчато-бурые; реже встречаются
белые, зеленые (обычно пятнисто-окрашенные), розовые, лиловые, го-
лубые, серые и черные алмазы. Бесцветный алмаз и некоторые разно-
видности цветных алмазов представлены на таблицах 8 и 9, фиг. 1 —12.
Блеск алмаза сильный, для монокристаллов и спайных осколков —
типичный алмазный, для непрозрачных зернистых агрегатов — масля-
нистый.
Тв. 10, большая на гранях октаэдра и меньшая иа поверхностях
додекаэдроида и октаэдроида. Легко царапает корунд, топаз, карбо-
рунд. Спайность совершенная или средняя по { 111 } и несовершенная
по {ПО}. Уд. вес 3,50—3,55, больший для желтоокрашенных и меньший
для бесцветных, бурых и серых алмазов. Уд. вес карбонадо колеблется
в широких пределах: 3,0—3,42.
Под микроскопом в поляризованном свете алмаз изотропен, но
часто обнаруживает аномальное двупреломление, вызванное внутрен-
ними напряжениями в кристаллах. Двупреломляющие поля имеют вид
неправильных пятен или полос, часто приуроченных к включениям раз-
личных минералов внутри кристаллов алмаза, к границам индивидов в
двойниковых сростках и к другим участкам внутренней неоднородности
в кристаллах. Показатель преломления алмаза для желтого света ра-
вен 2,417, для красного — 2,402 и для фиолетового — 2,465.
В рентгеновых лучах алмаз люминесцирует белым или голубова-
тым цветом, в катодных лучах — голубым, реже зеленовато-желтым и
138
зеленоватым1. В ультрафиолетовом свете с длиной волны более 3100А
алмазы люминесцируют с различной интенсивностью: голубым и бело-
голубым (50—65% всех кристаллов), желтым, зелено-желтым (15—
27%) и фиолетово-синим (15—25%). Изредка встречаются алмазы,
люминесцирующие розовым, красновато-бурым, зеленым и красным.
Установлена некоторая зависимость между окраской и обликом
кристаллов и характером фото- и катодолюминесценции алмаза. Так,
кристаллы октаэдрического облика с скульптированными пластинча-
тыми гранями, а также желтые алмазы различных габитусов люми-
несцируют преимущественно желто-зеленым и обнаруживают длитель-
ное послесвечение. Приблизительно 8% всех алмазов не люминесци-
руют в ультрафиолетовом свете, однако обнаруживают отчетливую ка-
тодо- и рентгенолюминесценцию.
Кислоты на алмаз не действуют. При температурах 550—700°С
он травится расплавом едкой щелочи и селитры и при длительной экс-
позиции нацело растворяется в этих реагентах. Сгорает без остатка в
струе кислорода, а при сильном и длительном нагревании и на воздухе.
Многие кристаллы алмаза содержат включения. Среди них наибо-
лее распространен графит, реже встречаются включения хромшпине-
лида, граната (пиропа), оливина, циркона, ильменита и некоторых
других минералов.
В мелких осколках кристаллов и в неправильных зернах за алмаз
могут быть ошибочно приняты шпинель и бледноокрашенный сфалерит.
От первого минерала алмаз легко отличается показателем преломле-
ния, наличием спайности и характерной люминесценцией в катодных
и ультрафиолетовых лучах; от сфалерита—твердостью, устойчивостью
по отношению к кислотам. Другие минералы: анатаз, циркон и корунд,
иногда принимаемые за алмаз, легко отличаются от последнего по
своим оптическим свойствам.
В своих первичных месторождениях алмаз генетически связан с
ультраосновными высокомагнезиальными породами семейства перидо-
титов — дунитов.
Известны два типа коренных месторождений этого минерала —
кимберлитовый, имеющий наибольшее промышленное значение, и пе-
ридотито-дунитовый, играющий важную роль в качестве источника рос-
сыпных алмазов в некоторых районах.
Кимберлиты представляют собой частью нормальные изверженные
(экструзивные, иногда стекловатые), частью же туфоподобные и брек-
чиевидные ультраосновные породы, залегающие обычно в виде верти-
кальных или круто падающих трубообразных тел и жил. По своему
минералогическому составу и химизму они приближаются к перидоти-
там типа гарцбургитов, но отличаются от последних повышенным со-
держанием кальция, щелочей, глинозема и двуокиси титана.
Тела кимберлитов обычно размещаются группами по нескольку
труб, геологически тесно ассоциируют с траппами и приурочены к
платформенным структурам, а в их пределах — к зонам глубинных
разломов и к окраинам крупных внутриплатформенных прогибов.
Большая часть алмазов в кимберлитах является ксенокристаллами
и вынесена из глубин в процессах образования и подъема кимберли-
товой магмы. Лишь для сравнительно небольшой части алмазов может
•быть доказана кристаллизация их непосредственно из кимберлита.
Для алмазов из месторождений кимберлитового типа характерно
преобладание кристаллов октаэдрического облика, часто сложно
скульптированных, а также широкое распространение различного рода
кристаллических сростков и агрегатов. Сопровождающими алмаз ми-
нералами в кимберлитах являются оливин, хромдиопсид, пироп, перов-
1 Катодолюминесценция карбонадо чаще всего оранжево-розовая или красная.
139
скит, магноильменит. Эти же минералы, за исключением легко разру-
шающегося оливина, являются характерными спутниками алмаза и в
россыпях, формирующихся в районах распространения кимберлитов.
Месторождения перидотито-дунитового типа приурочены к поясам
распространения оливинового габбро и геологически тесно ассоциирую-
щих с ними глубинных пород ультраосновного состава: перидотитов, ду-
нитов и возникших на месте их серпентинитов (габбро-перидотитовая
формация подвижных поясов).
Для алмазов из месторождений этого типа характерна округлая
форма кристаллов. Спутниками алмаза в россыпях, образующихся за
счет разрушения этих месторождений, являются хромшпинелиды, пла-
тина, осмистый иридий, в меньшей мере — ильменит, магнетит, моно-
клинный пироксен и оливин.
Аргентит Ag2S
В небольших количествах часто содержит Си, изредка Pb, Fe,
Sb и Bi.
Редкий минерал россыпей, встречающийся спорадически в районах
распространения золото-серебряных, серебро-свинцовых и серебро-ко-
бальт-никелевых месторождений.
Диморфен кристаллизуется в кубической (высокотемпературная
модификация) и ромбической (низкотемпературная) сингониях. Кри-
сталлы редки, плохо образованы и имеют кубооктаэдрический облик.
Обычно встречается в виде неокристаллизованных выделений, дендри-
товидных агрегатов, губчатых или сплошных масс. В россыпях наблю-
дался в виде обломков кристаллических сростков и угловато окатан-
ных частиц с неровной ямчатой поверхностью (табл. 10, фиг. 1).
Цвет свинцово-серый, темно-серый, до черного; в свежем изломе
иногда стально-серый. Блеск тусклый металлический. Спайность неза-
метна. Тв. 2—2,5. Ковок. Уд. вес 7,0—7,5. П.п. тр. легко плавится; на
угле восстанавливается, давая блестящий ковкий королек серебра.
В HNO3 разлагается с выделением порошковатой серы. От прибавле-
ния капли НС1 к азотнокислому раствору минерала выпадает белый
рыхлый осадок хлористого серебра.
По внешнему виду сходен с халькозином, тетраэдритом, частицами
измененного серебра и свинца. От первых двух минералов отличается
ясно выраженной ковкостью, положительной реакцией на Ag и обычно
отрицательной реакцией на Си (окрашивание пламени); от серебра и
свинца отличается значительно более темной окраской и присутствием
серы (реакция с содой на серную печень или путем растворения в
HNO3).
Встречается как вторичный минерал в зонах окисления и цемен-
тации многих сульфидных серебросодержащих месторождений. Зна-
чительно реже присутствует в качестве первичного минерала в золото-
серебряных месторождениях так называемой «благородной барито-каль-
цитовой формации» (совместно с серебром, гесситом, калаверитом,
пруститом, пираргиритом и др.), а также в жилах Ag—Со—Ni арсенид-
ной формации, где сопровождается шмальтином, никелином и другими
арсенидами Со и Ni, серебром, полибазитом, пруститом, настураном,
галенитом и некоторыми др.
Галенит PbS
Галенит является редким минералом шлихов и встречается глав-
ным образом в россыпях, расположенных поблизости от коренных его
месторождений. Химический состав PbS, в качестве примесей в незна-
чительных количествах присутствуют Ag, Си, Zn, Sb, Se и некоторые
другие. Кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдрическом
виде симметрии.
140
Правильно образованные кристаллы галенита в россыпях наблю-
даются исключительно редко. Они имеют обычную для этого минерала
форму кубов или кубооктаэдров (табл. 10, фиг. 2), иногда усложнен-
ную присутствием граней ромбододекаэдра и тетрагонтриоктаэдров.
Обычны параллельные или двойниковые сростки, а также неправиль-
ные кристаллические агрегаты (табл. 10, фиг. 3). Чаще всего галениг
встречается в виде зерен — осколков кристаллов, ограниченных поверх-
ностями спайности.
Цвет галенита стально-серый свинцово-серый до темно-серого, в
порошке черно-серый. Блеск металлический от сильного до тусклого.
Некоторые зерна бывают покрыты с поверхности белесоватыми и серы-
ми пленками продуктов окисления галенита (церуссита или англезита,
табл. 10, фиг. 4), причем неизмененный галенит иногда сохраняется
лишь внутри плотных скоплений этих вторичных минералов.
Тв. 2—2,5. Хрупок и легко поддается раздавливанию. Спайность
весьма совершенная по кубу, поверхность излома обычно ступенчатая.
Благодаря расколам по спайности зерна галенита при переносе измель-
чаются преимущественно путем дробления и почти не поддаются ока-
тыванию. Угловато окатанные зерна, иногда находимые в россыпях,
обычно оказываются в той или иной степени затронутыми процессами
окисления.
Уд. вес 7,4—7,6. Электропроводен. П. п. тр. с содой легко плавится
и дает блестящий королек свинца. С KJ и S при нагревании на угле
образует желтый налет йодистого свинца. Легко разлагается HNO3,
причем зерна галенита иногда покрываются белыми пленками PbSO4.
При нагревании растворим также в НС1. Внесение крупинки KJ в кап-
лю раствора галенита в НС1 или HNO3 вызывает выпадение таблитча-
тых шестиугольных кристаллов РЫг-
Коренные месторождения галенита относятся главным образом
к категории гидротермальных, жильных и контактово-метасоматиче-
ских. Здесь галенит сопровождается сфалеритом, халькопиритом, пи-
ритом, иногда пирротином и арсенопиритом, блеклыми рудами, арген-
титом и некоторыми другими сульфидами. Изредка галенит встречается
в осадочных породах (совместно с марказитом, пиритом, иногда —
сфалеритом): глинах, фосфоритоносных и медистых песчаниках, угли-
стых сланцах, битуминозных мергелях и известняках.
В шлихах за галенит могут быть ошибочно приняты антимонит,
висмутин, буланжерит, шмальтин, тетраэдрит и арсенопирит. От пер-
вых двух минералов галенит легко отличим по форме зерен и харак-
теру спайности; от тетраэдрита, шмальтина и арсенопирита — заметно
меньшей твердостью и наличием совершенной спайности по кубу. От
буланжерита галенит отличается характером излома (неправильным
для буланжерита), черной чертой (коричневатой у буланжерита), не-
прозрачностью в иммерсионном препарате и отрицательной реакцией
на Sb.
Сфалерит ZnS
Наиболее обычными примесями являются Fe и Мп, реже отме-
чаются Си, Sn и Cd.
Редкий минерал россыпей.
Кристаллизуется в кубической сингонии в гексоктаэдрическом виде
симметрии. В россыпях встречается преимущественно в виде непра-
вильных зерен и обломков кристаллов. Ввиду хрупкости минерала и
наличия совершенной спайности, зерна сфалерита при переносе из-
мельчаются преимущественно дроблением и сохраняют свои остро
угольные очертания (табл. 10, фиг. 5—11; табл. 11, фиг. 1 и 2). Из-
141
редка можно наблюдать угловато окатанные зерна (табл. 11, фиг. 3 и 4)
с характерной неровной поверхностью, а также заметно округленные
формы (табл. 11, фиг. 5). Последние чаще отмечаются для темноокра-
шеннсго (железистого) сфалерита (марматита).
Цвет сфалерита варьирует в зависимости от содержания Fe от
черно-бурого (табл. 10, фиг. 5 и 6; табл 11, фиг. 4 и 5) до коричне-
вого. желто-коричневого и желтого (табл. 10, фиг. 9 и 10; табл. 11,
фиг. 1—3). Изредка наблюдается красно-бурый (табл. 10, фиг. 11) и
бесцветный сфалерит (клейофан). В порошке бледно-коричневый или
белый. Прозрачен в различной степени. Темноокрашенные сфалериты
просвечивают лишь в краях тонких зерен. Блеск сильный алмазовид-
ный Спайность совершенная по ромбододекаэдру. Тв. 3, 5—4. Хрупок,
раздавливается легко. Излом ровный (табл. 10, фиг. 5 и 9), ступенча-
тый, реже неправильный (табл. 10, фиг. 6, 8, 10; табл. 11, фиг. 3).
На поверхностях излома иногда обнаруживается двойниковая штри-
ховка (табл 10, фиг. 7). Уд. вес около 4.
Под микроскопом в порошке вполне прозрачен, желтоватый, зе-
леновато-желтый, коричневатый, реже бесцветный. Изотропен. У =
= 2,37—2,43, возрастает с увеличением содержания Fe. Бледноокра-
шенный и бесцветный сфалерит обнаруживает ясную фото- и като-
долюминесценцию
Неплавок. В FINO3 и в концентрированной НС1 разлагается с вы-
делением порошковатой серы. Смоченный Co(N03)2 и сильно прока-
ленный светлоокрашенный сфалерит приобретает зеленую окраску.
В неправильных осколках и зернах темноокрашенный сфалерит
бывает сходен с вольфрамитом и гюбнеритом (отличие по характеру
спайности и оптическим свойствам), пятнистоокрашенные желтые
сфалериты могут быть ошибочно приняты за анатаз (отличие по опти-
ческим свойствам), а бесцветные и бледноокрашенные зерна, ввиду
своего блеска, оптической изотропности и люминесценции, в некото-
рых случаях могут быть приняты за осколки кристаллов алмаза (от-
личие по твердости и отношению к кислотам).
Главнейшие месторождения сфалерита принадлежат к группе гид-
ротермальных, а по характеру минерализации — к свинцово-цинковым,
потимсталлическим и колчеданным. Изредка и в небольших количе-
ствах сфалерит встречается в некоторых осадочных породах, где этот
минерал сопровождается галенитом, пиритом и марказитом (см. «га-
ленит» ).
Киноварь HgS
Киноварь относится к числу довольно распространенных мине-
ралов россыпей, но в заметных количествах встречается в них лишь
в районах проявления молодой вулканической деятельности. Она ха-
рактеризуется малой абразивной прочностью и легко разрушается при
переносе. В связи с этим россыпи киновари обычно располагаются
в непосредственной близости от коренных ее месторождений, на уда-
лении от которых содержание киновари быстро убывает, и она рас-
сеивается в тонкой песчаной фракции наносов.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в тригонально-трапе-
цоэдрическом виде симметрии. В россыпях встречается в кристаллах,
их обломках и различных модификационных формах, образующихся
в процессе окатывания зерен киновари.
Кристаллы редки. Они имеют ромбоэдрический облик (табл. 12,
фиг. 1) с преобладающим развитием граней {1011}, {2021}, иногда —
пинакоида {0001}. Обычны двойники прорастания по (0001) с харак-
терным чередованием вокруг g3 входящих и выступающих углов
(табл. 12, фиг. 2 и 3). Наиболее частой формой нахождения киновари
в россыпях являются неправильные осколки кристаллов (табл. 12,
142
фиг. 3), слабо окатанные и угловато окатанные зерна с типичной не-
ровной, шероховатой или мелкоямчатой поверхностью (табл. 12,
фиг. 4—6).
Встречается также в частицах тонкозернистого или плотного скры-
юкристаллического сложения (табл. 12, фиг. 7).
Цвет киновари красный, ало-красный, реже коричневато-красный
и красно-бурый (для тонкокристаллических агрегатов); в порошке
ярко-красный. Просвечивает в различной степени; в краях мелких зе-
рен иногда прозрачна. Блеск сильный алмазный, в плотных массах
иногда жирный.
Тв. 2,3—2,5. Спайность ясная по призме. Хрупка, раздавливается
легко. Вследствие малой твердости зерна киновари при переносе до-
вольно быстро приобретают окатанные формы, сохраняя, однако, не-
ровную шероховатую поверхность (табл. 12, фиг. 8). Уд. вес 8,1—8,2.
Под микроскопом в иммерсии вполне прозрачна, одноосная поло-
жительная. Показатели преломления очень высокие: для желтого света
Уе = 3,272; Уо = 2,913; Ne—Уо = 0,359; характерна очень сильная дис-
персия показателей преломления.
В кислотах, за исключением царской водки, нерастворима.
П. п. тр. возгоняется, не плавясь. При нагревании в открытой капил-
лярной трубке разлагается с выделением капелек жидкой ртути и се-
рого зеркала ртути на стенках трубки. Прикосновение раскаленного
перла соды к крупинке киновари вызывает выделение мельчайших ка-
пелек ртути
В мелких неправильных зернах за киноварь могут быть ошибочно
приняты куприт и минералы группы прустита. От первого минерала
киноварь легко отличается оптической анизотропией, от прустита и
пираргирита — оптическим знаком и поведением перед паяльной
трубкой.
Большинство известных месторождений киновари относятся к ка-
тегории близповерхностных эпитермальных,, расположенных в районах
проявления молодых интрузий кислого и среднего состава (гранитов,
гранодиоритов, диоритов). Концентрации киновари, часто сопровож-
даемые обширными ореолами рассеяния этого минерала, обычно при-
урочены к зонам разломов, дробления и брекчирования и локализуются
в породах, легко поддающихся дроблению: известняках, песчаниках,
кварцитах. Сопровождающими киноварь минералами в месторожде-
ниях этого типа являются кварц, халцедон, кальцит, барит, иногда
флюорит, антимонит, пирит, арсенопирит, сфалерит, галенит и некото-
рые др.
v Менее ценным в промышленном отношении типом месторождений,
являются выделения киновари в связи со средними и основными эф-
фузивными породами — альбитофирами, порфиритами, андезитами
и др. Киноварь здесь выделяется в виде рассеянной вкрапленности
в породах, образует примазки по трещинкам и мелкие жилки, при-
уроченные к зонам дробления в эффузивах. Этот тип месторождений,
хотя и не дает крупных промышленных концентраций киновари, обус-
ловливает общую зараженность киноварью русловых отложений на
обширных территориях.
Висмутин Bi2S3
В небольших количествах иногда присутствуют Sb, As, Pb, редко
Fe, Си, Hg и др.
Редкий минерал россыпей.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. В россыпях встречается в виде обломков приз-
матических и шестоватых кристаллов, вытянутых по [001], реже — в
виде неправильных угловатых или частично окатанных зерен
143
(табл. 13, фиг. 1). Грани призматической зоны обычно покрыты тон-
кой продольной штриховкой, иногда ступенчаты вследствие чередо-
вания поверхностей вицинальных форм.
Цвет зерен в изломе светлый стально-серый, оловянно-белый; на
поверхности обычно свинцово-серый, иногда с буроватым и желтова-
тым оттенком и изредка с пестрой радужной побежалостью. Черта
серая. Блеск металлический от сильного до тусклого. Тв. 2—2,5. Спай-
ность совершенная, по {100} и неотчетливая по {001}. В этом послед-
нем направлении иногда наблюдается отдельность. Хрупок. Раздавли-
вается очень легко. Уд. вес 6,6—6,8.
Перед паяльной трубкой с содой на угле легко плавится, давая
блестящий розово-белый хрупкий королек и желтый налет окиси
висмута вблизи от пробы С KI на угле образует оранжево-красный
налет ВПз. Легко разлагается (со вскипанием) HNO3, при кипячении
также H2SO4 и НС1. Солянокислый раствор от прибавления KI при-
обретает оранжево-желтую окраску вследствие образования КВЩ.
Коренные месторождения висмутина относятся к категории гид-
ротермальных, жильных и контактово-метасоматических. Обычно вис-
мутин встречается в высокотемпературных кварцевых жилах, генети-
чески связанных с лейкократовыми гранитами. Он сопровождается
здесь касситеритом, вольфрамитом, арсенопиритом, самородным вис-
мутом и некоторыми другими минералами. Менее распространен вис-
мутин в золото-кварцевых жилах (с пиритом, тетраэдритом, арсено-
пиритом, галенитом и др.); в серебро-кобальто-никелевых (с ураном)
жилах, генетически связанных с гранодиоритами, а также в кварцево-
колчеданных жилах, где висмутин сопровождается халькопиритом,
гематитом, галенитом, сфалеритом, арсенопиритом, сульфосолями Ag
и Bi и другими минералами.
В неправильных зернах и обломках кристаллов висмутин по внеш-
нему виду и физическим свойствам сходен с антимонитом, буланжери-
том, джемсонитом и козалитом. От антимонита легко отличим отри-
цательной реакцией с К(ОН) (см. антимонит); от буланжерита
и джемсонита — присутствием висмута, от козалита — отсутствием РЬ.
В россыпях неустойчив, часто покрывается зеленовато-серыми ко-
рочками карбоната Bi (базовисмутита), иногда полностью замещаясь
©тим минералом.
Антимонит Sb2S3
Редкий минерал россыпей, в заметных количествах обычно встре-
чающийся лишь в непосредственной близости от коренных месторож-
дений.
Химический состав БЬзБз. Из примесей наиболее обычен As, реже
отмечаются Hg, Ag, Pb, Au, присутствующие в форме минеральных
включений.
Кристаллизуется в ромбической сингонии в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. Кристаллы антимонита в россыпях наблюдаются
исключительно редко. Они вытянуты по [001], имеют призматический
до игольчатого облик, иногда уплощены по {010}. Грани призм обычно
покрыты штриховкой вдоль удлинения кристаллов. Чаще всего анти-
монит в россыпях встречается в виде удлиненных зерен, ограниченных
поверхностями излома (табл. 13, фиг. 2), остроугольных или угловато
окатанных (табл. 13, фиг. 3).
Цвет минерала стально-серый, свинцово-серый, иногда с пестрой
и черноватой побежалостью; в порошке темно-серый. Блеск металли-
ческий от сильного на свежем изломе и на гранях кристаллов до туск-
лого. Спайность совершенная по {0*0}. На поверхности раскола по
спайности часто обнаруживается поперечная штриховка и ступенча-
тость, обязанные многократному двойникованию по {011} , а также
144
развитию (Плоскостей скольжения по (001’. Тв. 2—2,5; в тонких пла-
стинках гибок Раздавливается очень легко, давая удлиненные спайные
выколки. Уд. вес. 4,5—4,6.
Под микроскопом в тонком порошке (в иммерсионных средах, с
введением конденсора) просвечивает в краях зерен красновато-бурым.
Анизотропен, обнаруживает отрицательное удлинение. Показатели пре-
ломления и двупреломление исключительно высокие; (Л7т = 4,05,
Ng — Np = },\0). '
П. п. тр. на угле легко плавится в металлический королек, давая
вдали от пробы белый плотный налет ЗЬ20з. Растворим в концентри-
рованной HNO3 и НС1. При травлении 20% раствором К(ОН) зерна
антимонита покрываются желтой или оранжевой пленкой гидроокиси
сурьмы. Эта реакция отличает антимонит от сходных с ним висмутина,
джемсонита, бурнонита и некоторых других минералов.
Антимонит в россыпях легко подвергается разрушению. Под дей-
ствием слабокислых грунтовых вод протравливается с выявлением
внутренней текстуры зерен (табл 13, фиг. 4) и окисляется, покры-
ваясь желтоватыми и бурыми пленками окислов сурьмы (табл. 13,
фиг. 5).
Месторождения антимонита относятся к категории гидротермаль-
ных и генетически связаны с умеренно кислыми гранитоидами, сие-
нитами, а также с вулканогенными породами (трахитами, трахилипари-
тами и др.). Большинство из них принадлежит к группе низкотемпера-
турных штокверкового и жильного типов и представлено кварцевыми,
реже флюорито-кварцевыми (с баритом и кальцитом) жилами и зона-
ми вкраплений в брекчированных и окварцованных осадочных породах.
Антимонит в месторождениях этой группы обычно сопровождается ки-
новарью, пиритом, изредка — галенитом, сфалеритом, халькопиритом,
тетраэдритом, реальгаром и некоторыми другими сульфидами.
Менее распространен антимонит в серебро-свинцово-цинковых, зо-
лото-кварцевых (в сопровождении .пирита, арсенопирита, блеклых руд),
шеелито-вольфрамитовых и некоторых других гидротермальных место-
рождениях.
Реальгар AsS
Редкий минерал россыпей. Весьма нестоек в условиях переноса
и ввиду этого встречается главным образом в делювиальных и ложко-
вых россыпях, расположенных в непосредственной близости от корен-
ных месторождений висмутина.
В россыпях сопровождается антимонитом, марказитом, пиритом,
флюоритом, баритом, базобисмутитом, иногда аурипигментом и неко-
торыми другими минералами.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии в призматическом виде
симметрии. В россыпях наблюдается преимущественно в виде угло-
ватых и слабоокатанных зерен (табл. 14, фиг. 1). а также частиц
плотного или зернистого сложения, полуокатанных обломков кристал-
лических сростков, корок и других агрегатов.
Цвет яркий темно-красный и оранжево-красный, в порошке —
оранжевый. Блеск сильный, смолистый или жирный, на плоскостях
спайности и поверхностях граней (в кристаллических сростках) до
алмазного. Тв. 1,5—2. Спайность ясная по Ц)1СЦ и (120), заметная по
{100} и {110}. Хрупок. Раздавливается очень легко. Уд. вес 3,48—3,60.
Под микроскопом в иммерсионном препарате вполне прозрачен.
Двуосный отрицательный с 2V = (—)40—50°. Плоскость оптических
осей (010). Удлинение относительно спайных ограничений с: Np =
= 10—12°. Дисперсия угла оптических осей и наклонная дисперсия
очень сильные не угасает. Для желтого света Ng = 2,70, Nm =
10 А А Кухаренко 145
— 2,68; Np — 2,54; Ng—Ap = 0,160; полихроизм заметный в красных
и оранжево-желтых тонах, схема абсорбции Ng>Np.
П. и. тр. легко плавится и возгоняется с характерным чесночным
запахом. При нагревании разлагается HNO3.
В неправильных зернах сходен с крокоитом и киноварью; легко
отличием от них реакций на As с (NH4)2Mo04.
Большинство коренных месторождений реальгара относится к
группе низкотемпературных гидротермальных. Совместно с аурипиг-
ментом он встречается как второстепенный минерал в месторожде-
ниях антимонита и киновари. Присутствует в некоторых сереб'ро-свин-
цовых и кобальто-никелевых месторождениях; выделяется в виде
вкрапленности, корок и кристаллических агрегатов в трещинах и зо-
нах брекчирования среди осадочных пород в районах молодой вулка-
нической и сольфатарной деятельности. Для большинства месторож-
дений характерна тесная ассоциация реальгара с аурипигментом,
марказитом, антимонитом, иногда — с игольчатым арсенопиритом
и киноварью.
Молибденит M0S2
Один из редких минералов россыпей. Встречается в виде чешуек
и листочков с неровными краями, часто изогнутых, в той или иной
степени округленных и обнаруживающих признаки истирания при пе-
реносе (табл. 14, фиг. 2). Поверхность таких листочков неровная, мел-
коямчатая, иногда покрытая ступенчатыми углублениями. Изредка
молибденит встречается в россыпях в форме кристаллов гексагональ-
ного облика, а также в виде неправильных частиц, имеющих агрегат-
ное сложение.
Кристаллизуется в гексагональной сингонии в дигексагонально-
дипирамидальном виде симметрии. Кристаллы таблитчатые до пла-
стинчатых, образованные комбинацией сильно развитых граней пина-
коида {0001} и подчиненных им граней одной из дипирамид, обычно
{1015} (табл. 14, фиг. 3), реже {ЮН}. Иногда в комбинации с гра-
нями упомянутых форм присутствуют грани гексагональной призмы.
Кристаллы обычно не совершенны, грани дипирамид и призмы искрив-
лены и покрыты вицинальной штриховкой параллельно базопинакоиду.
На поверхностях {0001} часто наблюдается ступенчатость, а также
сложная система штрихов, ориентированных перпендикулярно ребрам.
Цвет молибденита стально-серый до свинцово-серого. Черта на
фарфоровой пластинке блестящая, темно-серая с зеленоватым оттен-
ком; на бумаге светло-серая, матовая.
Зерна молибденита из древних россыпей, затронутых процессами
выветривания, а также из россыпей, расположенных вблизи от окислен-
ных коренных его месторождений, иногда покрыты с поверхности плен-
ками светло-желтых и зеленовато-желтых продуктов изменения (молиб-
дита, реже повеллита).
Блеск сильный, металлический. Спайность весьма совершенная по
пинакоиду. Тв. 1 —1,5. При нажатии иглой зерна легко расщепляются
на тонкие листочки, деформируются и изгибаются. Уд. вес колеблется
от 5,0 для монокристаллов до 4,5—4,3 для агрегатов.
Неплавок. При прокаливании на угле дает белый налет МоОз. При
кипячении разлагается царской водкой и частично концентрированной
HNO3, давая голубоватый 'раствор, цвет которого усиливается от при-
бавления металлического Zn или SnCl2. Перл соды при растворении
в НС1 в присутствии роданистого аммония и SnCl2 (или металличе-
ского Zn) дает буровато-красный раствор; от прибавления ксантоге-
ната калия раствор приобретает малиново-красную окраску.
Коренные месторождения молибденита расположены преимущест-
венно в районах распространения гранитоидов и реже в щелочных
глубинных изверженных породах. В виде редкой вкрапленности он
146
встречается в краевых зонах многих массивов гранитов, гранодиори-
тов, монцонитов и нефелиновых сиенитов. Обычен в гранитных и сие-
нитовых пегматитах, где молибденит иногда сопровождается кассите-
ритом, турмалином, изредка вольфрамитом, висмутином, монацитом,
цирконом, ильменитом, магнетитом, эшинитом и др.
Наиболее распространены гидротермальные и пневматолито-гид-
ротермальные месторождения молибденита, относящиеся к различным
генетическим типам. В этой группе выделяются следующие типы.
1. Высокотемпературные кварцевые жилы, приуроченные к аляо-
китам и гранитоидам повышенной кислотности. Молибденит здесь со-
провождается вольфрамитом, касситеритом, часто топазом, турмали-
ном, бериллом, иногда халькопиритом, пиритом, флюоритом.
2. Мусковито-кварцевые, флюорито-мусковито-кварцевые и топа-
зовые грейзены и грейзено-штокверковые месторождения, пространст-
венно и генетически связанные с высокотемпературными кварцево-
молибденитовыми жилами.
3. Золото-молибденито-турмалиновые кварцевые и полевошпато-
кварцевые жилы, залегающие в связи с гранодиоритами и гранитоида-
ми умеренной кислотности. Молибденит здесь ассоциирует с арсено-
пиритом, пиритом, халькопиритом и другими сульфидами.
4. Среднетемпературные медно-молибденовые жильные и прожил-
ково-вкрапленные месторождения, связанные с гранодиоритами, гра-
нит-порфирами умеренной кислотности, кварцевыми диоритами и
кварцевыми монцонитами. Приурочены к краевым частям массивов
и штоков гранитоидов и к породам зоны экзоконтакта. В этих послед-
них молибденит и сопровождающие его сульфиды (халькопирит, пи-
рит, арсенопирит, изредка блеклые руды), а также магнетит, гематит,
флюорит, кварц и другие минералы либо образуют вкрапленность во
вторично окварцованных и серицитизированных породах, либо же
сосредоточены в кварцево-сульфидных жилах и гнездах в участках
дробления и брекчирования пород. Нередко молибденит здесь тонко
рассеян в жильном кварце. Благодаря такой дисперсности он сравни-
тельно редко накапливается в россыпях, образующихся в процессе
разрушения месторождений подобного типа, и встречается главным
образом в косовых отложениях.
5. Скарновые месторождения, формирующиеся на контактах гра-
нодиоритов и умеренно кислых гранитов с карбонатными породами.
Молибденит здесь выделяется в последние стадии процессов скарно-
образования и ассоциирует с шеелитом, пирротином, пиритом, арсено-
пиритом, сфалеритом, а также с типичными для скарнов силикатами—
геденбергитом, андрадитом, везувианом и др. Молибденит, происхо-
дящий из месторождений этого типа, в россыпях сопровождается
геденбергитом, красно-бурым или оранжево-желтым андрадитом (гес-
сонитом), шеелитом, магнетитом, пиритом и халькопиритом.
Халькопирит CuFeSz
В качестве примесей устанавливаются Zn, Ag и Au.
Халькопирит в россыпях распространен весьма неравномерно. Он
довольно часто встречается в делювиальных и ложковых отложениях,
формирующихся в непосредственной близости от коренных месторож-
дений и почти полностью исчезает в аллювиальных россыпях, распо-
лагающихся на удалении от этих последних. Особенно редок халько-
пирит в россыпях районов теплого и влажного климата, а также в
древних россыпях, измененных процессами химического выветривания.
Редкость нахождения халькопирита в россыпях при почти повсемест-
ном распространении коренных его месторождений, обусловлена не-
стойкостью этого минерала, легко поддающегося процессам окисле-
ния и разрушения.
10* 147
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии в тетрагонально ска
леноэдрическом виде симметрии В россыпях встречается преимущест
венно в виде остроугольных угловатых, изометрических, иногда слаоо
скругленных зерен, часто в той или иной мере окисленных и изменен
пых (табл 14, фиг 4 и 5)
Цвет халькопирита в свежем изломе латунно желтый, иногда с зе
леноватым оттенком На поверхности зерен нередко наблюдается пест
рая синеватая или серо желтая побежалость Часто зерна покрыты
зелеными пленками малахита и черно бурыми примазками гидроокис
лов железа Пооошок и черта черные Блеск металлический Спай
ность не отчетлива, излом неровный Тв 3,5—4 сопротивление раз’ав
шванию среднее Уд вес 4,1—4,3
П п тр сплавляется в черный магнитный королек В HNO3 раз
латается с выделением S Халькопирит, смоченный HNO3 и НС1, окра
нгивает пламя спиртовки в лазурно голубой цвет Помещенные в кап
лю НС1 на цинковой пластинке зерна халькопирита покрываются
с поверхности коричнево бурой пленкой
В мелких осколках он иногда сходен с пиритом (отличие по со
противлению раздавливанию и пленочной реакции с НС1 и Zn)
Коренные месторождения халькопирита многочисленны и разно-
образны Он распространен преимущественно в жильных гидротер
мальных месторождениях различных типов (полиметаллических, мед
но урановых, золото пиритовых, вольфрамитовых и др ) В ассоциации
с магнетитом, пиритом, пирротином и другими сульфидами он часто
присутствует в контактово метасоматических (скарновых) месторож
дениях, генетически связанных с гранитоидами Распространен в кол
чеданных залежах и жилах, приуроченных к толщам кистых и средних
эффузивов (альбитофиров, кератофиров), обычен в зонах пиритизации
(фальбандах) во многих метаморфических породах Совместно с пир
ротином, пентландитом, магнетитом, пиритом и некоторыми другими
минералами халькопирит встречается в виде рассеянных вкраплений,
а также более крупных рудных тел, в основных изверженных породах
(габбро, габбро норитах, габбро диабазах и др ) Известны небольшие
месторождения халькопирита и в осадочных породах—глинах угли
сто глинистых сланцах фосфорилоносных песчаниках медистых пес
чаниках и др
В процессах выветривания и разрушения первичных месторожде
ний, а также при переносе обломочного материала и диагенезе рос
сыпей легко изменяется в малахит и гидроокислы железа
Борнит CuoFeS4
В россыпях борнил встречается значительно оеже многих тругих
сульфидов, что обусловлено малой устойчивостью этого минерала в
обстановке выветривания и переноса В заметных количествах он
встречается в шлихах, отмытых из делювиальных и коллювиальных
накоплений в непосредственной близости от коренных сульфидных
месторождении, а также в аллювии речек и ложков размывающих
ле или иные медоносные толщи и породы
Кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдрическом ви-
де симметрии В россыпях наблюдается в неправильных зернах, хглова
ibix (табл 14, фиг 6) или слабо окатанных
Цвет борнита обычно темный, синевато серый с пестрой (иногда
радужной) побежалостью В изломе некоторые зерна иногда обнару
живают характерный для неизменного борнита медно красный цвет
и металлический блеск Спайность незаметна, излом неровный и ра
ковинчатыи Тв 3 Весьма хрупок и легко раздавливается Уд вес не
постоянен 4 8—5,4
148
Перед паяльной трубкой сплавляется в черный магнитный шарик,
с содой на угле дает королек меди. С вскипанием и выделением по-
рошковатой серы 'разлагается концентрированной IINO3. Протравлен-
ные HNO, зерна борнита приобретают желто-коричневую окраску,
при обработке FeCl3 некоторые зерна становятся оранжевыми. При
нагревании растворим в концентрированной НС1. Смоченный НС1 окра-
шивает пламя спиртовки в лазурно-голубой цвет.
В коренных месторождениях борнит сопровождается халькопири-
том, халькозином, ковеллином, пиритом, марказитом, сфалеритом
и другими сульфидами. Наиболее обычен он в зонах вторичного суль-
фидного обогащения гидротермальных жильных месторождений, где
образуется за счет халькопирита и в свою очередь замещается ковел-
лином и халькозином.
Изредка борнит встречается в качестве первичного сульфида ме-
ди в некоторых жилах и гидротермальных колчеданных залежах, ге-
нетически связанных со средними по кислотности эффузивными по-
родами.
Пирит FeS2
Широко распространенный минерал россыпей, особенно часто
встречающийся в районах развития глинистых и углистых сланцев,
филлитов и других метаморфизованных осадочных пород. Химический
состав FeS2, в небольших количествах иногда содержит Со, Си, Ag,
Ni, As.
Кристаллизуется в кубической сингонии в дидодекаэдрическом ви-
де симметрии. В россыпях обычно встречается в виде кристаллов, их
обломков, а также в форме остроугольных неправильных и частично
окатанных зерен (табл. 15 и 16). Кристаллы пирита чаще всего имеют
форму кубов — правильных или вытянутых вдоль одной из осей gz,
чсложненных присутствием притупляющих граней {ПЦ, {210} и др.
(табл. 15, фиг. 1—4). Грани куба обычно покрыты штриховкой, на-
правленной под прямым углом к ребрам, причем таким образом, что
штриховка на трех смежных гранях ориентирована взаимно-перпенди-
кулярно.
Второй обычной для пирита формой кристаллов является пента-
гондодекаэдр с подчиненным развитием граней куба (табл. 15,
фиг. 5‘ табл. 16, фиг. 1). Сравнительно редко встречаются кристаллы
октаэдрические, причем в комбинации с гранями октаэдра обычно
присутствуют грани пентагондодекаэдра или же куба (табл. 16,
фиг. 2—4).
Наряду с одиночными кристаллами и их обломками пирит часто
наблюдается в виде кристаллических сростков и азрегатов (табл. 16,
фиг. 5), нередко тонкозернистых и конкреционных, имеющих в изломе
лучистое сложение. Обычен в неправильных остроугольных осколках
(табл. 16, фиг. 6), реже наблюдается в угловато окатанных или округ-
ленных зернах (табл. 16, фиг. 7).
Цвет пирита светло-желтый или латунно-желтый,&в порошке чер-
ный с зеленоватым оттенком. Блеск сильный металлический^Кристал-
лы и зерна пирита, находимые в россыпях, часто затронуты процесса-
ми окисления и покрыты с поверхности бурыми и грязно-бурыми
корочками лимонита. Иногда пирит сохраняется лишь внутри таких
псевдоморфоз, причем нередко оказывается частично окисленным
и приобретает темную томпаково-бурую окраску. При сепарации элек-
тромагнитом такие зерна часто проходят в электромагнитную фрак-
цию концентратов и шлихов. Тв. 6—6,5. Спайность отсутствует, излом
раковинчатый или неровный (табл. 16, фиг. 6). Хрупок, раздавли-
вается с трудом. Уд. вес около 5.
П. п. тр. с трудом сплавляется в магнитный шарик. При нагрева-
нии растворяется в HNO3 с выделением порошковатой серы.
149
Первичные месторождения пирита многочисленны и генетически
разнообразны. Наиболее широко пирит распространен в различных
метаморфических сланцах, в которых встречается в виде вкраплений
одиночных мелких кристаллов, обычно кубического облика, реже зер-
нистых скоплений и обычно не сопровождается какими-либо другими
сульфидами. Весьма широко распространен пирит и во многих осадоч-
ных породах, формировавшихся в восстановительной среде: в глинах,
песчаниках, мергелях, углистых алевролитах и др. Для пирита из ме-
сторождений этого типа иногда характерен октаэдрический облик
кристаллов.
Не менее широко распространен пирит в гидротермальных место-
рождениях самых различных генетических типов жильных (золото-
носных. полиметаллических, колчеданных и др.), конгактово-метасо-
матических месторождениях — скарнах (часто характеризуется повы-
шенным содержанием Со), роговиках, в гидротермально измененных
гранитах, габбро, основных и средних эффузивных породах и многих
др. Для пирита из большинства гидротермальных месторождений
характерен пентагондодекаэдрический облик кристаллов, обычно с бо-
лее или менее значительным развитием граней куба.
Главнейшими спутниками пирита в гидротермальных его место-
рождениях обычно является халькопирит, сфалерит, галенит, реже
арсенопирит, золото, тетраэдрит и некоторые др.
В мелких неправильных зернах пирит иногда сходен с некоторыми
другими сульфидами — халькопиритом, кобальтином, марказитом. От
первых двух минералов отличается отрицательной реакцией на Си
и Со, для отличия пирита от марказита иногда необходимо применение
точных методов исследования.
Кобальтин CoAsS
Обычными примесями являются Ni и особенно Fc (в феррико-
бальтинах).
Редкий минерал россыпей. Кристаллизуется в кубической синго-
нии в пентагон-тритетраэдрическом виде симметрии; при обычных
температурах кобальтин псевдокубический (ромбический).
В россыпях кобальтин встречается в виде кристаллов, их облом-
ков, а также в виде неправильных зерен. Кристаллы различного об-
лика— кубического (обычны для месторождений контактового типа),
пентагондодекаэдрического и реже октаэдрического (табл. 17, фиг. 1).
Два последних типа кристаллов обычны для кобальтина из гидротер-
мальных жильных месторождений.
Цвет кобальтина варьирует в зависимости от содержания Fe от
светлого стально-серого с отчетливым розовым оттенком до темно-
серого (для железистых разновидностей). Зерна, затронутые окисле-
нием, иногда покрыты буровато-красноватой или серо-розовой поверх-
ностной пленкой эритрина. Блеск металлический, сильный.
Тв. 5,5. Спайность ясная по кубу. Хрупок, раздавливается с тру-
дом. Уд. вес 6,0—6,5. При нагревании растворим в HNO3.
С (NH4)2Mo04 азотнокислый раствор дает отчетливую реакцию на
мышьяк (желтое окрашивание). Перл буры синий или голубовато-
синий. Сплав с содой, растворенный в капле воды, образует на сере-
бряной пластинке темно-бурую пленку Ag2S (реакция на S). П. п. тр.
на угле сплавляется в темно-серый магнитный шарик, образуя белый
налет As2O3 на удалении от пробы.
В осколках кристаллов и зернах кобальтин сходен со многими
минералами — скуттерудитом, шмальтином, хлоантитом, герсдорфи-
том, тетраэдритом, арсенопиритом. От первых двух минералов в про-
стейших случаях кобальтин отличается по ясной спайности, розова-
тому оттенку окраски, положительной реакции на S. Эти же
150
физические признаки, а также отрицательная или неясная реакция на
Ni отличают кобалыин от хлоантита и герсдорфита. Наиболее про-
стым отличием кобальтина от арсенопирита и тетраэдрита в затруд-
нительных случаях является характерная синяя окраска перла буры
кобальтина, а от линнеита, весьма сходного с кобальтином, он отли-
чается окраской и характером спайности, а также положительной ре-
акцией на мышьяк с (NH4)2Mo04.
Коренные месторождения кобальтина по условиям образования
относятся к числу высокотемпературных гидротермальных, а по ха-
рактеру минерализации — к жильным и вкрапленным. В жильных
месторождениях кобальтин встречается в месторождениях серебро-ко-
бальтовой (иногда с ураном) арсенидной формации и сопровождается
здесь шмальтином, никелином и другими арсенидами Со и Ni; встре-
чается также в высокотемпературных касситерито-халькопиритовых
жилах.
Вкрапленные месторождения кобальтина обычно приурочены к
магнетитовым скарнам, роговикам, но иногда располагаются и в раз-
личных метаморфических породах (гнейсах, амфиболитах, кристалли-
ческих сланцах), затронутых процессами гидротермальной минерали-
зации (фальбандовый тип месторождений). Кобальтин встречается
здесь в сопровождении халькопирита, пирротина, шмальтина, магне-
тита, гематита, кварца, карбонатов и некоторых других минералов.
Шмальтин CoAs2
Редкий минерал россыпей.
Химический состав CoAs2, с более или менее заметной примесью
Fe, Ni, S, иногда Си, Bi, Ag. Кристаллизуется в кубической сингонии,
в дидодекаэдрическом виде симметрии. Облик кристаллов октаэдри-
1 ческий, реже кубооктаэдрический. В россыпях встречается в виде об-
ломков кристаллов, кристаллических сростков, тонкозернистых агре-
гатов, иногда имеющих в изломе концентрически-скорлуповатое
сложение, а также в виде неправильных зерен (табл. 17, фиг. 2 и 3).
Цвет в свежем изломе светлый стально-серый, до оловянно-белого;
затронутые окислением зерна шмальтина приобретают более темно-
серую или свинцово-серую окраску. Иногда такие зерна покрыты бу-
роватыми и розоватыми примазками и корочками эритрина (табл. 17,
фиг. 3). В порошке темно-серый. Блеск сильно металлический. Тв. око-
ло 6. Спайность неясная по кубу, иногда проявлена отдельность по
{111} или {’Ю}. Хрупок, раздавливается с трудом. Уд. вес около 6,5.
В HNO3 при нагревании разлагается полностью, образуя бледно-
розовый раствор. Крупинки (NH4)2Mo04, помещенные в каплю азот-
нокислого раствора шмальтина, приобретают ярко-желтый цвет (ре-
акция на As). Перл буры в окислительном и восстановительном пла-
мени голубовато-синий до темно-синего. Перед паяльной трубкой на
угле с трудом сплавляется в серый магнитный шарик, издавая харак-
терный запах чеснока и образуя белый налет As2O3 на удалении от
пробы.
Первичные месторождения шмальтина относятся к числу мезотер-
мальных и представлены карбонатно-кварцевыми жилами, генетиче-
ски связанными с гранитами и гранодиоритами. Сопровождающими
шмальтин минералами являются здесь никелин, хлоантпт, скуттеру-
дит, аргентит, серебро, мышьяк, иногда настуран, тетраэдрит, халько-
пирит и некоторые другие минералы.
В -неправильных зернах и мелких осколках кристаллов находимый
в россыпях шмальтин может быть принят за арсенопирит (глаукодот),
кобальтин и хлоантит. От первого минерала шмальтин отличается
отрицательной (или неясной) реакцией на FeH \ от хлоантита — от-
сутствием Ni, от кобальтина — отрицательной реакцией на S.
151
Марказит FeS2
Сравнительно редкий минерал россыпей, хотя в некоторых райо-
нах, характеризующихся широким развитием угленосных песчано-гли-
нистых отложений, довольно часто встречается в шлихах. Химический
состав FeS2, в качестве примесей иногда устанавливаются As, Sb, Си
и некоторые другие элементы.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. Хорошо образованные одиночные кристаллы
марказита в россыпях встречаются исключительно редко. Они обычно
удлинены по [001] и имеют призматический облик благодаря развитию
{НО}. {010} и других граней этой зоны.
Иногда же кристаллы марказита имеют таблитчатую формуг
вследствие преобладающего развития граней {010} , которые обычно
присутствуют в комбинации с сильно развитыми гранями {101} . Наблю-
даются также копьевидные кристаллы марказита (комбинация {110} и
{011} или {013}).
Значительно чаще марказит в россыпях наблюдается в виде об-
томков кристаллических сростков (двойниковых, параллельных, лучи-
стых) и агрегатов, имеющих в изломе тонкошестоватое (табл. 17,
фиг. 5), радиально-лучистое или тонкозернистое сложение, а также
в виде удлиненных неправильных зерен (табл. 17, фиг 4). Обычны
также конкреции марказита, имеющие самую разнообразную форму —
звездчатых агрегатов, неправильных искривленных корок, а также
шаровидных стяжений, иногда обнаруживающих оригинальную «икря-
ную» структуру (табл. 17, фиг. 6).
Цвет марказита в свежем состоянии светлый латунно-желтый,
иногда с ясным зеленоватым оттенком. Встречающиеся в россыпях
зерна марказита часто в той или иной степени окислены, покрыты
бурыми пленками гидроокислов железа, а иногда и почти нацело за-
мещены лимонитом.
Блеск марказита металлический от сильного до тусклого (для
зерен, затронутых окислением), в порошке зеленовато-черный. Тв. 5,5.
Спайность неотчетливая по {101}, излом неровный, полураковинчатый
(табл. 17, фиг. 4). Хрупок, раздавливается легче пирита. Уд. вес
4,8—4,9. Поведение п. п. тр. и в кислотах аналогично пириту (разла-
гается несколько легче последнего).
Месторождения марказита принадлежат двум различным генети-
ческим типам. Основная масса его распространена в породах осадоч-
ных, сформированных в обстановке сероводородного заражения (гли-
нах, мергелисто-глинистых отложениях) или же обогащенных углефи-
цированными растительными остатками (в глинах, алевролитах,
песчаниках). Марказит встречается здесь либо в дисперсной форме,
либо же образует стяжения, конкреции, скопления по органическим
остаткам и т. п.
Менее обычен марказит в гидротермальных месторождениях —
жильных и контактово-метасоматических. Он встречается как низко-
температурный минерал в ртутно-сурьмяных жилах, в колчеданных,
полиметаллических, вольфрамитовых, доломитовых и баритовых жи-
лах и в некоторых других гидротермальных месторождениях.
В неправильных зернах марказит может быть ошибочно принят
за арсенопирит или пирит. От первого минерала легко отличается
отрицательной реакцией на As; от пирита — характером кристаллов
и агрегатов, наличием спайности, большей хрупкостью, в свежем из-
ломе— зеленоватым оттенком окраски. В некоторых случаях, однако,
для уверенного отличия марказита от пирита необходимо применение
точных методов исследования (изучение полировок под микроскопом,
рентгено-структурные исследования).
152
Арсенопирит FeAsS
Арсенопирит должен быть отнесен к числу сравнительно обычных
минералов россыпей, хотя встречается далеко не повсеместно, преиму-
щественно в районах развита! умеренно кислых гранитоидов и сопро-
вождающих их сульфидных месторождений. Ввиду легкой окисляемо-
сти этого минерала, в заметных количествах он встречается лишь
поблизости от коренных месторождений, в современных россыпях
и главным образом в районах сурового климата, не благоприятствую-
щего развитию процессов вы-
ветривания и окисления. В
древних аллювиальных отло-
жениях, затронутых выветри-
ванием, арсенопирит, как пра-
вило, не сохраняется.
В химическом отношении
арсенопирит редко отвечает
формуле FeAsS. В большинст-
ве случаев содержит Со, изо-
морфно замещающий Fe. Раз-
новидность арсенопирита с со-
держанием Со от 2 до 10%
носит название данаита, свы-
ше 10% относится к самостоя-
тельному минеральному ви
ду — глаукодоту. В небольших
количествах наблюдаются так-
же Au, Bi, Sb, Си, Pb, вероят-
но, обязанные механическим
примесям.
В россыпях наблюдается
в виде кристаллов, их облом-
ков, кристаллических сростков
Рис 48 Формы кристаллов арсенопирита
а — из высокотемпературных кварцево-сульфидных
жильных и скарн)вых месторождений (Урал); б — из
высокотемпературных кзарцево-касситеритовых место-
рождений (ДВК.); в — из среднетемпературных по-
лиметаллических и колчеданных месторождений*
(Кавказ); г — низкотемпературных гидротермальных
месторождений (Забайкалье)
и неправильных зерен.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. Кристаллы арсенопирита имеют различный облик: приз-
матический с удлинением по [010] или [001], короткостолбчатый, таб-
литчатый с уплощением по [010], а также псевдодипирамидальный.
Наиболее обычными кристаллическими формами являются [120],
{101}, {021}, {НО}, {230} и {210}, реже наблюдаются грани {010},
{100}, {140}, {111} и некоторых других форм.
Облик кристаллов и характер развития граней указанных выше
форм в общем различны для арсенопирита из месторождений разных
генетических типов.
Арсенопирит высокотемпературных пневматолито-гидротермаль-
ных месторождений (типа касситерито-кварцевых и вольфрамито-
кварцевых жил с сульфидами, грейзенов и др.), а также арсенопирит
ранних генераций в некоторых кварцево-колчеданных жильных место-
рождениях и скарнах обычно характеризуется вытянутостью кристал-
лов вдоль оси Ь. Габитусной формой является здесь {101} в комбина-
ции с подчиненными гранями призм {120} и {021}. Иногда призма
третьего рода отсутствует и кристаллы обнаруживают сравнительно
простую комбинацию граней {101} и {021} нередко с участием граней
{120} (рис. 48, а, б). Кристаллы этого типа обычно собраны в парал-
лельно-шестоватые и лучистые агрегаты.
Кристаллы арсенопирита из большинства среднетемпературных
гидротермальных месторождений различных генетических типов (по-
лиметаллических, колчеданных, скарновых) характеризуются коротко-
153
столбчатым или таблитчатым развитием, обычно уплощены по оси b
и несколько вытянуты по оси а.
Преобладающее значение приобретают здесь грани {120}, подчи-
ненное {Ю1}, иногда {021} (рис. 48 в, табл. 18, фиг. 1). Обычны здесь
и кристаллы псевдодипирамидального облика, образованные комби-
нацией приблизительно одинаково развитых граней {Юф и {110}
(табл. 18, фиг. 2 и 3).
Для наиболее низкотемпературных генераций арсенопирита из
месторождений различных генетических типов характерен столбчатый
до шесч оватого (иногда игольчатого) облик кристаллов и вытянутость
их по третьей кристаллографической оси.
Габитусными формами являются здесь призмы {230} и {210}
(рис. 48 с), присутствующие в комбинации с гранями {101}.
Грани призм третьего рода, присутствующие на кристаллах арсе-
нопирита различных морфогенетических чипов, часто несут резкую
и грубую штриховку по [001], иногда ступенчаты и искривлены. Весьма
обычны сростки кристаллов — параллельные и двойниковые, нередко
наблюдаются крестообразные двойники прорастания по (021).
Значительно чаще арсенопирит встречается в россыпях в виде
обломков кристаллов, угловатых, или же в различной степени окатан-
ных зеоен (табл. 18, фиг. 4 и 5). Такие обломочные частицы нередко
имеют агрегатное (тонкозернистое) сложение и неровную матовую
поверхность.
Цвет арсенопирита светлый стально-серый, иногда свинцово-се-
рый; в порошке — черный. Блеск сильный металлический. Спайность
ясная по {101} и менее совершенная по {010}. Хрупок, раздавливается
средне. Тв. 5—6. Уд. вес 5,9—6,2.
Легко разлагается HNO3 с выделением порошковатой серы; от
прибавления (NH4)2MoO4 раствор окрашивается в ярко-желтый цвет.
При нагревании перед паяльной трубкой на угле разлагается с харак-
терным запахом чеснока, давая белый налет As2O3, и сплавляется в
буро-черный матовый магнитный королек. При нагревании в закрытой
трубке дает темный буро-красный возгон сернистого мышьяка, сме-
няющийся далее от пробы буро-серым или черным блестящим налетом
металлического мышьяка.
Главнейшие коренные месторождения арсенопирита относятся
к группе гидротермальных и пневматолито-гидротермальных, генети-
чески связанных с 'кислыми и умеренно кислыми гранитоидами. Наи-
более распространен арсенопирит в высокотемпературных жильных
месторождениях, среди которых по вещественному составу руд выде-
ляются собственно арсенопиритовые, золото-арсенопиритовые, кассиге-
рито-арсенопиритовые, вольфрамито-арсенопиритовые и вольфрампто-
касситсрито-ареснопиритовые. Сопутствующими арсенопириту мине-
ралами являются здесь касситерит, вольфрамит, пирит, халькопирит,
пирротин, иногда — сфалерит, кобальтин, теннантит, золото, висмутин,
а в некоторых месторождениях также берилл, гопаз, флюорит, апатит,
кварц, турмалин и некоторые др. Довольно обычен арсенопирит и в
мезотермальных полиметаллических жильных, скарновых и метасома-
тических месторождениях, где сопровождается железистым сфалери-
том, пипиюм, халькопиритом, галенитом, иногда магнетитом и тетра-
эдритом. В небольших количествах арсенопирит присутствует и во
многих низкотемпературных месторождениях, совместно с киноварью,
антимонитом, марказитом, баритом, флюоритом и др.
Арсенопирит сравнительно легко подвергается окислению и вы-
ветриванию и замещается скородитом и лимонитом.
В отдельных зернах и неокристаллизованных агрегатах сходен
с теннантитом (отличается ясной спайностью), лелленгитом и саф-
флоритом (отличается присутствием серы — реакцией на серную пе-
чень), шмальтином (отличается спайностью и присутствием Fe‘"),
154
а также с раммельсбергитом. От последнего арсенопирит отличается
отсутствием кремового оттенка в окраске и отрицательной реакцией
на Ni
Тетраэдрит Cuj2Sb4Si3. Теннантит Cui2As4S!3
Названные минералы являются конечными членами непрерывного
изоморфного ряда соединений переменного состава с общей формулой
Cui2(Sb, As)4SI3, получившего название блеклых руд.
По своим физическим свойствам они очень сходны друг с дру-
гом и различаются главным образом по химическому составу —
преобладанию Sb в тетраэдритах и As в теннантитах. В ка-
честве примесей часто присутствуют Ag (обычно в тетраэдритах),
Fe, Zn, Hg (в тетраэдритах), а также более редкие Bi, Со и Ni
(в теннантитах).
В россыпях эти минералы встречаются весьма редко и почти ис-
ключительно поблизости от коренных месторождений: в делювиаль-
ных, коллювиальных и реже речных и других типах россыпей. Малое
распространение блеклых руд в россыпях обусловлено легкой окис-
ляемосгью этих минералов и быстрым механическим разрушением их
при переносе.
Тетраэдрит и теннантит кристаллизуются в кубической сингонии,
в гексатетраэдрическом виде симметрии. Хорошо образованные кри-
сталлы, имеющие обычный для блеклых руд тетраэдрический облик,
в россыпях встречаются исключительно редко. Наиболее обычны здесь
зерна, частицы тонкозернистого сложения, иногда кристаллические
сростки (табл. 19, фиг. 1 и 2). Форма обломочных частиц угловатая,
остроугольная; исключительно редко наблюдаются окатанные зерна.
Цвет блеклых руд серый с различными оттенками — от светлого
стально-серого до темно-серого (у железистых разновидностей) и тем-
ного буровато-серого (у некоторых теннантитов); иногда бывают по-
крыты с поверхности зелеными и бурыми пленками продуктов изме-
нения. Цвет в порошке темно-серый, буровато-серый. Блеск металли-
ческий, тусклый, в изломе — сильный. Тв. 3—4. Весьма хрупки, в не-
больших зернах раздавливаются средне или легко. Спайность не за-
метна. Излом (при раздавливании) неправильный, остроугольный. Уд.
вес варьирует в зависимости от состава oi 4,6 у теннантитов до 5,4
у серебросодержащих тетраэдритов.
Разлагаются концентрированной HNO3 с выделением порошко-
затой серы и окислов Sb или As. От прибавления NHjOII азотнокис-
лый раствор окрашивается в синий цвет, от прибавления КОН выпа-
дает оранжево-бурый осадок. Смоченные HNO3 и подсушенные зерна
тетраэдрита и теннантита покрываются белесовато-зеленой или гряз-
ной зеленовато-желтой пленкой. В парах NH4(OH) или при смачива-
нии последним, цвет пленки изменяется на светло-синий. Порошок
(NH4)2MoO4, смоченный азотнокислым раствором минералов, окраши-
вается в желтый цвет. Перед паяльной трубкой на угле сплавляются
в серый королек (иногда магнитный), давая на удалении от пробы
налет As2O3 или Sb2O4. Смоченный НС1 королек окрашивает пламя
в сине-голубой цвет (реакция на Си). В закрытой трубке растрески-
ваются, образуя оранжево-желтый (As2S3), летучий или буро-красный
(Sb2S2O) возгон.
В неправильных зернах за тетраэдрит и теннантит могут быть
ошибочно приняты халькозин, аргентит (отличие по поведению перед
паяльной трубкой и реакции с (NH4)2MoO4), станнин (отличие по
реакции с (Н^ЦМоСЦ на As и Sb, отрицательной для станнина1), бур-
нонит (отличие по отрицательной реакции на Sb), иногда шмальтин,
1 Солянокислый или азотнокислый раствор станнина с (NH4)2MO4 дает голубо-
вато-синее окрашивание.
155
хлоантиг и кобальтин (отличие по твердости, реакции с (NH^MoCh
и отрицательной реакции на Ni и Со).
Коренные месторождения блеклых руд многочисленны и разно-
образны; все они относятся к классу гидротермальных, преимущест-
венно среднетемпературных.
Блеклые руды обычны в жильных полиметаллических месторож-
дениях, генетически связанных с гранитоидами и близкими к ним ин-
трузивными породами (гранитами, граносиенитами, гранодиоритами,
кварцевыми диоритами и др.). Здесь они встречаются в ассоциации
с пиритом, халькопиритом, арсенопиритом, пирротином, сфалеритом,
галенитом, иногда с аргентитом, джемсонитом, бурнонитом и другими
минералами.
Широко распространены блеклые руды в жильных золото-мышья-
ковых месторождениях (в ассоциации с пиритом, арсенопиритом,
халькопиритом, золотом и др.); в колчеданных месторождениях, при-
уроченных к толщам средних по кислотности и основных эффузивов
(в ассоциации с пиритом, халькопиритом, сфалеритом); в кобальто-
никелево-серебряных жилах так называемой арсенидной (или пяти-
элементной) формации в ассоциации с шмальтином, хлоантитом, ар-
гентитом, настураном и другими минералами (преимущественно
теннантит); в серебро-свинцово-цинковых месторождениях (тетраэд-
рит), а также в многочисленных метасоматических сульфидных
месторождениях разнообразного состава, в скарнах, фальбандах и
другие.
Значительно реже блеклые руды (преимущественно тетраэдрит)
встречаются в высокотемпературных касситерито-халькопиритовых,
молибденито-халькопиритовых и других жильных месторождениях,
в близповерхностных золото-серебряных месторождениях «благород-
ный барито-кальцитовой» формации, генетически связанных с сред-
ними и основными вулканогенными породами (в ассоциации с арген-
титом, теллуридами серебра и золота, пруститом, галенитом и другими
минералами), а также в эпитермальных ртутных и сурьмяно-свинцо-
вых месторождениях.
Прустит Ag3AsS3
Наиболее обычной примесью является Sb, изоморфно замещаю-
щая As (в пираргирите), реже отмечаются Си, РЬ и Fe.
Один из наиболее редких минералов россыпей. Ввиду малой твер-
дости, хрупкости и легкой окисляемости, прустит не переносит сколь-
ко-нибудь длительной транспортировки и встречается только в непо-
средственной близости от коренных месторождений. В россыпях
сопровождается галенитом, серебром, аргентитом, иногда шмальти-
ном, никелином, висмутином, тетраэдритом и некоторыми другими
минералами.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в дитригонально-пира-
мидальном виде симметрии. В виде кристаллов в россыпях не наблю-
дался. Встречается в виде неправильных угловатых зерен, лишь из-
редка обнаруживающих признаки окатывания (табл. 19, фиг. 3).
Цвет ало-красный до оранжево-красного, в порошке — кроваво-
красный. Блеск сильный, варьирующий в зависимости от характера
поверхности обломочных частиц от алмазного до жирного. В краях
юнких зерен просвечивают красным. Тв.2—2,5. Спайность по {ЮН)
средняя. Хрупок, раздавливается очень легко. Излом мелкораковин-
чатый, неровный. Уд. вес 5,5—5,6.
В иммерсионных препаратах (в тонком порошке) ясно просвечи-
вает или прозрачен. Одноосный отрицательный, с резкой дисперсией
показателей преломления. Ао = 2,98—3,09; Ае = 2,71—2,79; No—Ne =
= 0,27—0,30. Полихроизм слабый в красных и оранжево-красных
тонах.
156
Легко разлагается концентрированной HNO3 с выделением порош-
коватой серы и белого осадка Аз20з. От прибавления IIC1 к азотно-
кислому раствору выпадает белый хлопьевидный осадок AgCl. От
прибавления (NH4)2MoO4 выпадает ярко-желтый осадок молибденово-
кислого мышьяка. П. п. тр. на угле (с содой) легко плавится, давая
блестящий ковкий королек серебра и белый налет окисла мышьяка на
удалении от пробы
В коренных месторождениях прустит встречается главным обра-
зом в жилах так называемой «благородной барито-кальцитовой фор-
мации», генетически связанных с молодыми вулканогенными порода-
ми среднего и основного состава. Он ассоциирует здесь с пираргири-
том, полибазитом, аргентитом, блеклыми рудами, серебром, светлой
цинковой обманкой, галенитом, киноварью, гесситом и другими тел-
луридами золота и серебра.
В небольших количествах иногда наблюдается в колчеданных
и полиметаллических месторождениях (в ассоциации с галенитом и
блеклыми рудами), а также в Со—Ni—U-вых жилах арсенидной
формации, где прустит встречается совместно с арсенидами кобальта
и никеля, аргентитом, серебром, висмутом, мышьяковыми блеклыми
рудами и другими минералами.
Флюорит CaF2
Флюорит является довольно обычным минералом россыпей, но
гследствие малой механической прочности распространен почти ис-
ключительно в речных и связанных с ними делювиальных и коллю-
виальных отложениях, формирующихся неподалеку от коренных его
месторождений. В прибрежно-морских и озерных россыпях, характе-
ризующихся длительной и интенсивной механической обработкой об-
ломочного материала, флюорит, как правило, не сохраняется.
Кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдрическэм
виде симметрии. Кристаллы обычно представляют комбинацию двух
простых форм {1И} и {100}, причем для многих месторождений
устанавливаются все переходы от многогранников октаэдрического
облика, характерных для ранних и высокотемпературных генераций
флюорита, к кристаллам кубического габитуса, свойственного более
поздним и низкотемпературным его генерациям.
Правильно образованные кристаллы флюорита в россыпях наблю-
даются исключительно редко Обычно он встречается в виде обломков
кристаллов, спайных осколков (табл. 20. фиг. 1 и 2), неправильных
остроугольных или частично окатанных зерен (табл. 20, фиг. 3—6).
Наблюдались также обломочные частицы агрегатного сложения: па-
раллельно-шестоватого, радиально-лучистого, массивного тонкозерни-
стого И др.
Окраска флюорита различная — светло-зеленая, бледно-фиолето-
вая, желтая, розовая, голубая, темно-фиолетовая, бурая; изредка эн
бесцветен. В темноокрашенных разновидностях распределение окрас-
ки часто пятнистое. Прозрачен или просвечивает в краях зерен Блеск
стеклянный, слабый Спайность совершенная по fill}. Тв.4. Хрупок,
раздавливается легко. Излом ступенчатый или ровный
Ввиду совершенной спайности зерна флюорита при переносе из-
мельчаются главным образом путем дробления и несмотря на низкую
твердость минерала в обычных условиях переноса с трудом поддаются
окатыванию. В связи с этим окатанные зерна флюорита не только
указывают на дальнюю транспортировку частиц, но свидетельствуют
и о спокойном режиме переноса, свойственном, например, равнинным
рекам. Обломочные частицы флюорита, имеющие агрегатное сложе-
ние, и особенно тонкозернистые, легче поддаются окатыванию.
Уд. вес флюорита колеблется в узких пределах 3,10—3,20
157
Под микроскопом оптически изотропен, N= 1,434. В катодных и
ультрафиолетовых лучах (различной длины волны) люминесцирует
голубовато-фиолетовым и голубым. При нагревании некоторые темно-
окрашенные зерна флюорита фосфоресцируют, а также обнаружи-
вают явление рекалесценции — приобретают кратковременное белое
свечение, раскаливаются и частично (иногда полностью) обесцве-
чиваются.
В мелких неправильных зернах и осколках кристаллов флюорит
иногда сходен со шпинелью, корундом и анатазом; отличается от них
заметно более слабым блеском и по оптическим свойствам.
Коренные месторождения флюорита разнообразны и в большин-
стве своем приурочены к районам распространения кислых, умеренно
кислых и щелочных магматических пород (преимущественно глубин-
ных). Он образуется в широком интервале температур, начиная от
пневматолитовой стадии процессов минералообразования и кончая
стадией наиболее низкотемпературных водных растворов.
В небольших количествах флюорит встречается как акцессорный
минерал в лейкократовых мусковитовых гранитах (главным образом
в куполах и краевых зонах массивов) и выделяется в последние ста-
дии формирования некоторых пегматитов (гранитных, сиенитовых,
миаскитовых).
Широко распространен в высокотемпературных пневматолито-
гидротермальных жильных и штокверковых месторождениях Sn, W,
Мо, а также в сопровождающих такие месторождения грейзенах. Ча-
сто встречается вместе с другими нерудными минералами (кварцем,
карбонатами, баритом) в средне- и низко-температурных жильных и
контактово-метасоматических месторождениях (полиметаллических,
свинцово-цинковых, медно-рудных, сурьмяно-ртутных и др.).
Образует самостоятельные (с подчиненной примесью сульфидов,
кварца, кальцита) месторождения жильного и метасоматического ти-
пов, приуроченных к зонам дробления и окварцевания в сланцах и
песчаниках или залегающие в известняках. Выделяется из горячих
водных растворов вместе с халцедоном, кальцитом, цеолитами в мин-
далинах некоторых средних и щелочных эффузивов; отлагается из
холодных растворов или образуется как сингенетический минерал в
некоторых карбонатных осадках (мергелях, глинистых известняках,
доломитах) в виде примазок, гнезд и землистых скоплений так назы-
ваемого ратовкита.
Обычными спутниками флюорита в россыпях является барит, пи-
рит, галенит, киноварь (ассоциация минералов 'низкотемпературных
месторождений), а также арсенопирит, топаз, турмалин, монацит, кас-
ситерит (минеральная ассоциация высокотемпературных жил и грей-
зенов)
Корунд А12О3
Корунд должен быть отнесен к числу сравнительно обычных ми-
нералов россыпей, хотя встречается в них далеко не повсеместно
л главным образом в районах развития кислых и средних эффузивов,
интрудированных гранитами, в районах распространения глубоко ме-
таморфизованных (преимущественно архейского и протерозойского
возраста) осадочных формаций, а также в районах развития сиенитов
и связанных с ними пегматитов.
В химическом отношении обычно соответствует формуле АЬО3,
изредка содержит примесь Fe и Ti (частью находящихся в форме
минеральных включений — гематита и рутила), а также Сг.
В россыпях корунд встречается в виде кристаллов, их обломков,
неправильных зерен и обломочных частиц тонкозернистого, иногда
скрытокристаллического сложения.
1о8
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в дитригонально-ска-
леноэдрическом виде симметрии. Облик кристаллов преимущественно
призм_атически-дипи'рамидальный, образованный комбинацией {1120}
и {2241} или {2243} (табл. 21, фиг. 1), а также таблитчатый до пла-
стинчатого, возникающий при доминирующем развитии базопинакоида
(табл. 21, фиг. 2). На гранях призмы и дипирамиды обычна штрихов-
ка параллельно базопинакоиду, переходящая иногда в грубую сту-
пенчатость.
Дипирамидальные (боченковидныс) кристаллы корунда характер-
ны для месторождений этого минерала, приуроченных к недосыщен-
ным кремнекислотой или к щелочным породам (миаскитам и их пег-
матитам, дисилицированным гранитным пегматитам, контактовым
мраморам).
Таблитчатые и пластинчатые кристаллы, уплощенные по {0001},
наиболее характерны для корунда из месторождений, связанных с кис-
лыми изверженными и метаморфическими породами (гранитными пег-
матитами, гнейсами, вторичными кварцитами).
Значительно чаще корунд в россыпях встречается в виде углова-
тых и угловато окатанных зерен (табл. 21, фиг. 3—7). Хорошо окатан-
ные зерна корунда, однако, в россыпях очень редки и происходят, как
правило, из различных обломочных пород.
Цвет корунда различный; наиболее распространен голубовато-се-
рый (обычно пятнисто окрашенный) корунд, реже встречается голу-
бой и синий (от примеси Fe’” и Ti’” ), розовый (от примеси Сг),
бесцветный, а также желтый и зеленоватый корунд. Цвет порошка
белый. Непрозрачен или просвечивает в краях, редко вполне прозра-
чен. Блеск стеклянный от сильного (алмазовидного) для кристаллов
и обломков, ограниченных поверхностями отдельности, до жирного для
тонкозернистых и скрытокристаллических агрегатов.
Спайность отсутствует. Часто наблюдается отдельность в двух
направлениях: по базопинакоиду (характерна для кристаллов пла-
стинчатого габитуса) и по ромбоэдру (1011), обязанная полисинтети-
ческому двойникованию. В этом случае на плоскостях {0001} часто
наблюдается штриховка (три системы штрихов), параллельная [ОНО].
Излом неровный или мелкораковинчатый, особенно характерный
для частиц агрегатного сложения. Тв. 9. Хрупок, раздавливается
с большим трудом. Уд. вес 3,98—4,10.
Под микроскопом вполне прозрачен, окрашенные разновидности
обнаруживают слабый полихроизм. Одноосный отрицательный, иногда
аномально двуосен, (—)2У до 30 и даже до 50°. No= 1,767; Ne= 1,760
(для желтого света).
Большинство разновидностей корунда люминесцирует в катодных
лучах голубоватым (обыкновенный и синеокрашенный корунд) или
красным (розовый и красный корунд). Люминесценция в ультрафио-
летовом свете тех же тонов, не менее интенсивная. В кислотах нерас-
творим. Смоченный Co(NO3)2 и прокаленный перед паяльной трубкой
приобретает синий цвет.
Среди коренных месторождений корунда выделяют магматиче-
ские, контактово-метасоматические и метаморфические. Корунд вы-
кристаллизовывается в качестве первичного минерала в некоторых пе-
ресыщенных глиноземом и недосышенных кремнекислотой (иногда
щелочами) средних и основных, преимущественно глубинных извер-
женных породах — сиенитах, плагиоклазитах, изредка в андезитах и
базальтах. Тела таких корундсодержащих изверженных пород часто
залегают среди несиликатных или резко обедненных кремнеземом по-
род (известняков, серпентинитов) и характеризуются отчетливо выра-
женными явлениями гибридизации и десиликации. Обычен корунд и
в пегматитах различного состава: в гранитных (десилицированных,
159
залегающих в известняках, серпентинитах и основных породах), сие-
нитовых, миаскитсвых
В россыпях, генетически связанных с магматическими месторож-
дениями, корунд сопровождается цирконом, ильменитом, альманди-
ном, магнетитом, иногда ж нацитом, пирохлором, ортитом, щелочными
роговыми обманками и другими минералами
Широко распространен корунд в измененных под влиянием более
молодых интрузий (или автометасоматическим путем) глиноземистых
вулканогенных породах, превращенных в так называемые вторичные
кварциты. Здесь корунд образуется как один из наиболее устойчивых
продуктов разложения полевых шпатов под воздействием кислых -рас-
творов и эманаций и ассоциирует с андалузитом, диаспором, рутилом,
гематитом и пиритом. Эти же минералы сопутствуют корунду и в рос-
сыпях, формирующихся в районах распространения вторичных квар-
цитов.
С процессами контактового метаморфизма связаны и месторож-
дения корунда, залегающие в мраморизованных известняках и в под-
вергшихся метаморфизму мергелистых или бокситоносных карбонат-
ных породах. Здесь корунд встречается как в виде вкоапленности в
мраморах (иногда окрашенные разновидности — рубин и сапфир),
так и в виде сплошных зернистых масс в ассоциации с магнетитом,
гематитом, хлоритоидом, шпинелью, кальциевыми или магнезиально-
железистыми гранатами, иногда с пиритом (так называемые наж-
даки) .
Довольно обычен корунд в глиноземистых породах, испытавших
глубинный региональный метаморфизм и превращенных в различные
кристаллические сланцы Он ассоциирует здесь с дистеном, альман-
дином (иногда содержащим некоторую примесь пироповою компонен-
та). шпинелью магнетитом, рутилом и другими минералами. Спутни-
ками корунда, происходящего из таких месторождений, в россыпях,
помимо названных минералов, являются также гиперстен, диопсид-
геденбергиг, андалузит, силлиманит, глиноземистая роговая обманка,
ильменит.
Рутил ТЮ2
Один из наиболее распространенных минералов россыпей, встре-
чающийся почти повсеместно и особенно часто в районах распростра-
нения метаморфических сланцев и филлитов, где рутил нередко пре-
обладает -в тяжелой фракции шлихов. В россыпях присутствует в виде
кристаллов, их обломков, неправильных угловатых зерен и различных
модификационных форм, возникающих в процессе окатывания обло-
мочных частиц. В химическом отношении редко отвечает формуле ТЮг
л обычно содержит примеси главным образом Fe, находящегося в ру-
тиле в виде твердого раствора FeTiO3. Содержание FeO в некоторых
железистых рутилах (нигринах) достигает 20% и более; часто уста-
навливаются также Nb и Та, присутствующие в виде твердого рас-
твора Fe (Nb, Та)2О0 В железисто-ниобистых разновидностях рутила,
так называемых ильменорутилах, содержание (Nb, Та)2О5 достигает
42—46%; изредка отмечаются примеси Sn, Сг и др.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в дитетрагонально-
дипирамидалытом виде симметрии Облик кристаллов столочатый или
призматический, обусловленный преобладающим развитием граней
{100}, {НО}, {120}. {350} и других призм в комбинации с гранями
{011} и основной дипирамиды {111} (рис. 49 а; табл. 22, фиг. 1)
Призматическая зона обычно богата гранями, в результате чего
кристаллы рутила в поперечном сечении часто приобретают псевдо-
округлые очертания (рис. 49 б; табл. 22, фиг. 5).
Весьма распространены двойники — коленчатые по (ОН) с углом
между осями обоих индивидов около 114° (табл. 22, фиг 2—4), иног-
160
да многократные, реже сердцевидные по (031) с углом между осями
индивидов около 55°.
В россыпях обычно встречается в угловатых и угловато окатан-
ных зернах, часто сохраняющих первоначальную удлиненную форму
кристаллов (табл. 22, фиг. 8). Реже наблюдаются хорошо и совер-
шенно окатанные зерна — эллипсоидальные до шаровидных (табл. 22,
фиг. 7 и 9) с характерной ямчатой или шероховатой поверхностью.
Такие хорошо окатанные зерна рутила, иногда весьма мелкие, обычно
происходят из древних обломочных, преимущественно прибрежно-мор-
ских отложений. Изредка в россыпях встречаются также частицы ру-
тила, имеющие агрегатное тонкозернистое
псевдоморфоз рутила по анатазу, иль-
мениту, брукиту.
Окраска рутила разнообразная, в
порядке распространенности — красно
бурая, коричнево-красная, буровато-
желтая, желтая, бурая, оранжево-жел-
тая, черная, бледная грязно-зеленая,
белесая. Частицы агрегатного сложе-
ния окрашены преимущественно в
желтый, буровато-желтый и белесова-
тый цвет. Полупрозрачен или просве-
сложение, а также обломки
Рпс 49 Кристаллы рутила
чивает; темноокрашенные (бурые И а —Урал, р Вижай, б —Урал, р Коива
черные) рутилы непрозрачны. Цвет
в порошке от белого до светло-коричневого и бледного зеленовато-
бурого.
Блеск сильный алмазный, для частиц агрегатного сложения жир-
ный; нигрин характеризуется смолистым или иногда металловидным
блеском.
Спайность ясная по {НО}, заметная по {100}. Тв.6, хрупок; раз-
давливается с большим трудом. Уд. вес колеблется в зависимости от
примесей от 4,2 (для рутилов, не содержащих примесей) до 4,9—5
(для нигрииов и ильменорутилов).
В тонком порошке в иммерсии вполне прозрачен, но вследствие
исключительно высокого светопреломления темноокрашенные разно-
видности при малом увеличении микроскопа без конденсора кажутся
непрозрачными.
Одноосный положительный; показатели преломления и величина
двупреломления колеблются в зависимости от состава от Уе = 2,90;
No = 2,61; Ne—No-—0,29 дня обычного рутила до Л'е = 2,67; No = 2,32;
Ne—Уо = 0,35 для железисто-ниобистых его разновидностей.
Полихроизм слабый, для темноокрашенных разновидностей за-
метный в бурых, красно-бурых и зеленовато-бурых тонах.
Не люминесцирует. В кислотах не разлагается. П. п.тр. не пла-
вится, но при нагревании часто темнеет.
Темноокрашенные (железистые) рутилы иногда обнаруживают
заметные парамагнитные свойства и частично проходят в электромаг-
нитную фракцию шлихов и концентратов.
Светлоокрашенный рутил в окатанных зернах может быть спутан
с цирконом (отличен по блеску, несравненно более слабому для цир-
кона, а также по показателям преломления и особенно по величине
двупреломления1); красно-бурый рутил в кристаллах и их обломках
иногда может быть принят за касситерит; нигрин — за эшинит, самар-
скит и другие темноокрашенные редкоземельные тантало-ниобаты
1 В иммерсионном препарате большинство зерен рутила, даже очень тонких,
имеют интерференционную окраску высших порядков и не реагируют на гипсовую
пластинку.
11 А А. Кухаренко 161
(отличие по блеску и оптическим свойствам). Тантало-ниобаты в бо.~=
шинстве случаев изотропиэированы.
Коренные месторождения рутила приурочены главным образом
породам, сформированным в процессе регионального метаморфизма
Как важный акцессорный минерал он широко распространен в слю-
дяных сланцах, филлитах, амфиболитах, различных зеленых сланцах,
гнейсах, эклогитах, слюдистых кварцитах. Часто присутствует в жи-
лах альпийского типа, а также в кварцевых линзах и гнездах, зале-
гающих в метаморфических породах, и сопровождается здесь эпидо-
том, анатазом, брукитом, актинолитом, аксинитом, сфеном, гематитом
Изредка рутил встречается как акцессорный минерал в различных из-
верженных породах главным образом в сиенитах, диоритах, плагио-
клазитах, а также в пегматитовых жилах гранитного и сиенитового
состава (в частности, ильменорутил) и в десилицированных пегмати-
тах. Известен в скарнах и роговиках. Вместе с корундом, диаспором
и андалузитом широко распространен во вторичных кварцитах. Тонко-
игольчатый (до волосовидного) рутил, а также зернистые его агре-
гаты обычно образуются и в процессах гидротермального изменения
и выветривания различных магнезиально-железистых пород, возникая
в результате разрушения титансодержащих силикатов (биотита, пиро-
ксенов, амфиболов, гранатов и др.), ильменита, магнетита и некото-
рых других минералов.
Анатаз ТЮ2
Анатаз должен быть отнесен к числу довольно распространенных
минералов россыпей, хотя встречается в них значительно реже рути-
ла и обычно спорадически, не образуя заметных концентраций. Он
встречается преимущественно в виде хорошо образованных кристат-
лов и их обломков, реже в виде спайных осколков и неправильных
угловатых или в различной степени окатанных зерен.
В химическом отношении обычно соответствует формуле TiO2, ре-
же содержит примесь Fe (в синих и бурых анатазах).
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в дитетрагонально
дипирамидальном виде симметрии. Кристаллы двух типов.
1. Остродипирамидальные, образованные сильно развитыми гра-
нями {111}, в комбинации с которыми иногда присутствуют грани
{001} и {110} (табл. 23, фиг. 1—4). Грани основной дипирамиды почти
всегда покрыты резкой комбинационной штриховкой параллельно
ребру (111): (001), нередко грубоступенчаты и искривлены. Такой
облик кристаллов наиболее обычен для анатаза из кристаллических
сланцев и жил альпийского типа.
2. Таблитчатые по {001} кристаллы, образованные комбинацией
граней пинакоида и резко подчиненных им граней основной дипира-
миды (табл. 23, фиг. 5—7). Кристаллы этого типа наиболее харак-
терны для вторичного анатаза, образующегося за счет других тита-
нистых минералов в процессах гидротермального изменения и вывет-
ривания горных пород.
Менее обычны кристаллы псевдооктаэдрического облика с сильно
развитыми гранями {112} или {113} (рис. 50, а, б), а также дипира-
мидально-призматические кристоллы (рис. 50 в), образованные ком-
бинацией {И0} и{111) .
Зерна анатаза чаще всего остроугольные (табл. 23, фиг. 8;
табл. 24, фиг. 1), иногда угловато окатанные, очень редко средне- и
хорошо окатанные (табл. 24, фиг. 2, 3). Поверхность их обычно неров-
ная, ямчатая и грубо шероховатая, обусловленная ступенчато-рако-
винчатым изломом анатаза, причем такой характер поверхности не-
редко сохраняется даже при длительном окатывании зерен при
переносе. Изредка в россыпях наблюдаются частицы анатаза, имею-
щие тонкозернистое или скрытокристаллическое сложение.
162
Цвет анатаза чаще всего синий 1 различных оттенков и интенсив-
ности (голубовато-синий, темно-синий, черновато-синий) или буро-
желтый, реже наблюдаются голубовато-зеленая, серовато-зеленая, бу-
рая, красно-бурая, коричнево-бурая, охристо-желтая и черная окраски
Иногда бесцветен. Окраска синих и зеленых разновидностей часто
пятнистая или распределена зонально, параллельно контурам граней
кристаллов. Цвет в порошке белый, реже голубоватый, бледно-серый
и желтоватый.
Блеск алмазный, на гранях темно окрашенных кристаллов иногда
металловидный, в зернистых агрегатах жирный.
Прозрачен в различной степени—от вполне прозрачного для
бледно окрашенных кристаллов и зерен до полупрозрачного, просве-
чивающего в краях зерен и
непрозрачного для черно-
синих и желто-бурых разно-
видностей.
Тв. 5,5—6. Спайность
по (00Ц совершенная, по
{111} средняя. Весьма хру-
пок, раздавливается легко.
Излом неровный, ступенча-
тый, иногда раковинчатый.
Уд. вес 3,85—3,97.
В иммерсионном препа-
рате в порошке больший-
Рис 50 Кристаллы ала газа
Ю/кный Урал, р Санарка, б — Средний
р Полуденка в — р Миасс
Ура q
ство анатазов вполне про-
зрачно, но темноокрашенные разновидности становятся прозрачными
лишь при введении конденсора. Одноосный отрицательный, изредка
аномально двухосный с малым углом оптических осей. Уо = 2,56; Ne =
= 2,49, No — Ne = Q,Q7Q1 2. Окрашенные разновидности обнаруживают
полихроизм в бледных голубовато-синих, коричнево-желтых и зеленова-
тых тонах со схемой абсорбции Ne>No.
Не люминесцирует3. В НС1 и HNO3 нерастворим, частично разла-
гается горячей концентрированной H2SO1. П.п.тр. не изменяется.
В кристаллах псевдооктаэдрического облика иногда похож на
шпинель, в неправильных и окатанных зернах голубого и синего цвета
также на корунд (отличие от обоих по сопротивлению раздавливанию,
блеску и оптическим свойствам); в желто-бурых и бурых зернах агре-
гатного сложения сходен с рутилом (отличие по величине двупрелом-
ления и оптическому знаку).
Коренные месторождения анатаза в большинстве своем приуроче-
ны к метаморфическим породам — слюдяным и хлоритовым сланцам,
гнейсам, кристаллическим сланцам, в которых анатаз присутствует
в виде единичных рассеянных зерен, а также выделяется в кварцевых,
кварцево-кальцитовых, хлорито-адуляро-кварцевых и других жилах
альпийского типа совместно с рутилом, гематитом, брукитом, апати-
том, сфеном, актинолитом, аксинитом и некоторыми другими минера-
лами. Часто встречается в минерализованных трещинах среди извер-
женных пород — гранодиоритов, диоритов, сиенитов, габбро. В каче-
стве позднейшего минерала наблюдается в пегматитах нормальных
и щелочных сиенитов, совместно с титанюмагнетитом и перовскитом
встречается в пустотах ийолит-пегматитов.
1 Предполагают, что синяя окраска анатаза вызвана частичным восстановлением
титана
2 На плоскостях стайности по {41} Ле — Nt> = 0,053
3 Некоторые темноокрашенные голубые и синие анатазы при нагревании обна-
руживают слабую фосфоресценцию
И* 163
Широко распространен анатаз и в породах различного состава,
подвергшихся гидротермальному изменению. Здесь он образуется за
счет титансодержащих силикатов (биотита, авгита, роговых обманок,
титанистых гранатов, сфена), ильменита, титаномагнетита, перовскита
п других минералов. За счет указанных минералов анатаз возникает
и в процессах выветривания горных пород. Наблюдался в качестве
аутигенного минерала (охряно-желтый и бурый анатаз) в песчаниках
и конгломератах, а также в некоторых россыпях третичного и мезо-
зойского возраста, затронутых процессами интенсивного химического
выветривания
Брукит TiO2
Брукит встречается значительно реже других модификаций дву-
окиси титана, но в районах развития метаморфизованных осадочных
пород (филлитов, слюдяно-кварцевых сланцев, кварцитов) является
довольно распространенным минералом россыпей. Он сопровождается
здесь рутилом, анатазом, лейкоксеном, ильменитом, цирконом, гема-
титом, золотом, псевдоморфозами лимонита по 'пириту, сфеном иногда
шпинелью, турмалином, монацитом и флоренситом.
Рис 51 Формы кристаллов брукита
а — Урал, р Вижаи, б —Урал, рч Полуденка, в— Южный Урал, Атлянская россыпь, г —Урат
р Кур1ымка
В россыпях наблюдается главным образом в виде кристаллов или
их обломков, реже в окатанных зернах.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидалъ-
но'м виде симметрии
Кристаллы обычно имеют одноконечное развитие и характерную
форму табличек или пластинок, удлиненных по третьей кристалло-
графической оси и резко уплощенных по {160}. Грани первого пина-
коида и призм почти всегда покрыты тонкой или грубой (иногда сту-
пенчатой) комбинационной штриховкой по [001], часто сохраняющейся
даже при длительном окатывании зерен брукита.
Кристаллы обычно обнаруживают простую комбинацию сильно
развитых граней {100} и подчиненных им призм {ИО}, {210}, {021}
и дипирамид {122} и {112}.
Реже в комбинации с указанными формами появляются {537},
призмы второго рода {104} или {' 05}, а также пинакоид {001}. В от-
дельных счучаях грани вертикальных призм развиты приблизительно
одинаково и кристаллы брукита приобретают в сечении по (001) вы-
тянутую чечевицеобразную форму.
Различные формы кристаллов брукита из россыпей представлены
на рис. 51 а, б, в, г, а также на табл. 24, фиг. 4. Брукит относится
х числу абразивно устойчивых минералов и в мелких зернах с трудом
поддается окатыванию, даже при весьма длительном переносе В про-
цессе окатывания зерна брукита обычно сохраняют первоначальные
угловатые и неправильные контуры обломочных частиц (табл. 25,
фиг. 1—3) и характерную для этого минерала пластинчатую форму,
а зачастую и скульптурные особенности граней — ступенчатость,
штриховку (табл. 24, фиг. 5, 6).
164
Цвет брукита чаще всего янтарно-желтый и светло-желтый, ко
ричневый, реже буро коричневый, красновато-бурый, темно-бурый
(до черного) и зеленовато-бурый. Часто наблюдается зональная ок-
раска, обычно пятнистая, с неправильным распределением различных:
цветов (например, светло-желтого и черно-бурого), реже имеющая
гид полос и секторов, следующих определенным кристаллографиче-
ским направлениям (табл 24, фиг. 4; табл. 25, фиг. 1—3). Цвет в по
рошке белый, бледный желтоватый или буроватый. Прозрачен, ча-
Рис 52 Оптическая ори
ентировка брукита длч
лучей красного и (кр )
и синего (син ) света
Рис 53 Коноскопическая фигура
брукита в сечении по (100)
стично (пятнисто) прозрачен, реже непрозрачен или слабо просвечи-
вает в краях для темно-бурых разновидностей, а также для некоторых
коричнево-бурых зерен, частично или полностью превращенных
в рутил.
Блеск алмазный, на поверхности обтертых и окатанных зерен
сильный жирный. Тв. 6. Хрупок, раздавливается с большим трудом
(подобно рутилу). Спайность незаметна, излом неровный и раковин-
чатый. Уд. вес 3,9—4,2 (больший для темно окрашенных разновид-
ностей) .
Под микроскопом в иммерсионном препарате вполне прозрачен,
за исключением некоторых черно-бурых брукитов, становящихся про-
зрачными лишь при введении конденсора. Двуосный положительный
с весьма значительной дисперсией угла оптических осей: от 0° в зеле-
но-желтой части спектра до 27° в голубой и 24° в красной частях
спектра. При натровом свете ( + )2С= 13°*.
Дисперсия утла оптических осей г><? для желтой и красной ча-
сти спектра и v>r для зеленой и синей.
Острая биссектриса Ng совпадает с [100], а ориентировка осей
Np и Nm и плоскости оптических осей различна для лучей разной
длины волны. Для желтых и красных лучей плоскость оптических
осей (рис. 52) совпадает с (001) (АДЦ [010]; Ут|| [001]); для синих и
зеленых—с (010) (Npjl [001]; Nm\\ [010]) Вследствие этого в белом
сходящемся свете в зернах брукита, лежащих на первом пинакоиде
(по уплощению), при вращении столика наблюдается своеобразная
и весьма характерная интерференционная картина —две пары сходя-
щихся и расходящихся разных по окраске гипербол и соответствую-
щих им цветных лемнискат (рис. 53)
1 (+) 2 Е около 32°
165
Особенно отчетливо эта картина наблюдается в крупных проз-
рачных пластинчатых кристаллах и зернах. При вращении столика
зерна не погасают, изменяя свою интерференционную окраску от фио-
летово-синей до лилово-красной.
Показатели преломления и величина двупреломления брукита
исключительно высоки. Для TVa-света Ng = 2,70; Nm и Np около 2,58,
Ng — Np=0,\2 (заметно ниже, чем у рутила).
Полихроизм слабый в желтоватых и коричневатых тонах, иногда
незаметен. Не люминесцирует. В кислотах нерастворим. Не плавок.
Благодаря характерной форме кристаллов и зерен брукит в боль-
шинстве случаев легко отличим от других минералов неэлектромагнит-
ной фракции шлихов. Иногда он сходен с бадделеитом (отличие по
оптическому знаку и характерной для брукита коноскопической фи-
гуре), а в непрозрачных зернистых разновидностях — с рутилом (от-
личие по отсутствию аномальной интерференционной окраски у рутила,
его одноосности и по исключительно высокому его двупреломлению).
От бурого и желтого сфена, в неправильных зернах иногда сходных
с брукитом, последний отличается отсутствием спайности, трудного
раздавливаемостью, значительно более высокими показателями пре-
ломления и резко выраженной дисперсией.
В коренных месторождениях брукит, подобно анатазу и совмест-
но с последним, наиболее распространен в жилах альпийского типа,
залегающих в различных метаморфических породах. В небольших
количествах он встречается как вторичный продукт разрушения тита-
нистых минералов в гидротермально измененных различных извер-
женных горных породах (гранитах, диабазах, вулканических поро-
дах), а также в сиенитовых и щелочных пегматитах, в титаномагне-
гито-перовскитовых рудах в связи с ультраосновными и щелочными
породами и в некоторых других месторождениях.
Лейкоксен TiO2 aq
Этим названием принято обозначать тонкозернистые до скрыто-
кристаллических, плотные минеральные образования, по химическому
составу отвечающие двуокиси титана с примесью переменных коли-
честв воды, иногда Fe2O3, SiO2 и др Рентгеновское изучение показало,
что большинство лейкоксенов представляет собой тонкозернистые аг-
регаты рутила, иногда в смеси с анатазом и другими тонкодисперс-
ными минеральными компонентами.
Лейкоксен широко распространен в россыпях. Особенно часто
он встречается в районах развития основных изверженных пород
(габбро-диабазов, порфиритов), амфиболитов, зеленых сланцев раз-
личного состава, где лейкоксен иногда является преобладающим ми-
нералом немагнитной фракции шлихов. В россыпях сопровождается
магнетитом, хромшпинелидом, ильменитом, рутилом, сфеном, эпидо-
том, актинолитом и некоторыми другими минералами.
Лейкоксен встречается в неправильных зернах, угловатых, но ча-
ще в той или иной степени окатанных, вплоть до совершенно округ-
лых и лепешковидных форм (табл. 25, фиг. 4 и 5).
Окатанные зерна лейкоксена часто имеют гладкую, глянцевитую,
как бы лакированную поверхность, реже шероховатую и матовую. Не-
редко встречаются псевдоморфозы лейкоксена по ильмениту (табл. 25,
фиг. 6), иногда титаномагнетиту, брукиту, анатазу, сфену, перовскиту.
Цвет различный — белесоватый, кремово-желтый, серовато-корич-
невый, буровато-коричневый, бурый, серый. В порошке белый или буро-
ватый. Блеск жирный, иногда матовый. Излом раковинчатый, в изломе
плотный, эмалевидный. Раздавливается с трудом, но легче рутила и
брукита.
166
В порошке в иммерсионном препарате непрозрачен, при косом
освещении кажется белесовато-желтым. В скрещенных николях иногда
агрегатно поляризует (при введенном конденсоре). Бурый и коричне-
вый лейкоксен часто парамагнитен и проходит в электромагнитную
фракцию шлихов. В тонком порошке частично растворим в H2SO4.
В отдельных зернах лейкоксен сходен с малаконом, деревянистым
оловом (см. ниже), колломорфным бадделеитом, коллофаном и неко-
торыми другими минералами, от которых наиболее просто отличается
реакцией на титан.
Лейкоксен образуется как вторичный продукт разрушения многих
титансодержащих минералов, но преимущественно ильменита. В корен-
ных месторождениях он распространен главным образом в габбро,
габбро-диабазах, диабазах и других основных вулканических породах,
а также в амфиболитах и зеленых сланцах; обычен в гидротермально
измененных гранитах, сиенитах, пегматитах различного состава.
Известны случаи образования лейкоксена в самих россыпях в про-
цессе интенсивного химического выветривания обломочного материала.
Таково, например, происхождение части лейкоксена, встречающегося
в некоторых олигоцен-миоценовых россыпях западного склона Урала.
Касситерит SnO2
Касситерит должен быть отнесен к числу довольно обычных мине-
ралов россыпей, но в заметных количествах встречается лишь в райо-
нах распространения гранитов, гранодиоритов и других близких к ним
по составу кислых изверженных пород.
Здесь касситерит иногда образует значительные россыпные кон-
центрации, имеющие важное промышленное значение.
В районах с иным геологическим строением (лишенных гранитных
интрузий) касситерит в шлихах встречается лишь спорадически, а за-
частую отсутствует совершенно.
В россыпях обычно сопровождается золотом, цирконом, турмали-
ном, монацитом, часто топазом, пиритом, арсенопиритом, флюоритом,
иногда вольфрамитом, шеелитом, колумбитом и некоторыми другими
минералами.
Большинство природных касситеритов имеют сложный химический
состав, содержит примесь многих элементов, присутствующих как в
виде изоморфных примесей, замещая Sn в решетке минерала, так и в
форме тонкодисперсных чужеродных минеральных включений. Наибо-
лее обычными примесями являются Nb, Та и Fe, содержание которых в
касситерите иногда достигает нескольких процентов. Менее обычны, но
весьма характерны для касситерита из некоторых месторождений
Мп, W, Ti, Sc, Ge, Zr, As и V; характерными примесями, связанными
с включениями инородных минералов, являются Si, Al, Са, Mg, Be, Си,
Ni, Pb, Zn и некоторые др.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в дитетр агоналыю-
дипирамидальном виде симметрии. Кристаллы имеют различный
облик — изометрически-дипирамидальный (табл. 26, фиг. 5; табл. 27,
(Ьиг. 1), короткостолбчатый (табл. 27, фиг. 2), копьевидный дипирами-
дально-призматический (табл. 26, фиг. 1 и 2), призматический по оси с
(табл. 26, фиг. 3, 4; табл. 27, фиг. 3) до игольчатого и др. Наиболее
распространенными кристаллографическими формами являются дипи-
рамиды {И1}, {101}, {231}, и призмы {НО}, {230} и {100} . Менее рас-
пространены, но для некоторых морфологических типов касситерита
характерны, пинакоид {001} , призмы {120}, {340} и острейшие дипира-
миды {771} и {12.12.}.
Характер развития граней указанных форм в общем различен для
кристаллов касситерита из разных типов месторождений (см. ниже).
167
Зарисовки некоторых типичных кристаллов различного облика при-
ведены на рис. 54.
Для призматически вытянутых кристаллов характерна штриховка
по [001], обусловленная развитием большого числа мельчайших граней
вицинальных призм.
Очень распространены двойниковые сростки — простые коленчатые
двойники по (101) с углом между осями обоих индивидов около 112°
(табл. 26, фиг. 4) и более сложные двойники срастания и прорастания,
иногда многократные (табл. 27, фиг. 1 и 2).
Наиболее обычной формой нахождения касситерита в россыпях
являются неправильные угловатые зерна, представляющие собой
обломки одиночных или сдвойникованных кристаллов. В некоторых
россыпях наряду с такими зернами широко распространены частицы
агрегатного сложения от мелкозернистых до тонкозернистых и скры-
токристаллических (табл. 27, фиг. 5—7), часто содержащих мельчай-
шие вростки кварца, арсенопирита, галенига и других сульфидов.
Изредка встречаются частицы так называемого деревянистого
олова, имеющие форму желваков, конкреций, овоидов, натечных скор-
луповатых, почковидных и гроздевидных образований Округлая форма
таких частиц отражает условия образования этой разновидности кас-
ситерита и не связана с процессами механического окатывания и исти-
рания его при переносе. В разрезе такие частицы обычно обнаруживают
концентрически-зональную структуру, свойственную колломорфным
образованиям, возникшим в процессе раскристаллизации гелей: чере-
дование зон тонкоигольчатого и волокнистого сложения с зонами
скрытокристаллического или тонкозернистого материала, содержащего
примесь кремнезема, гидроокислов железа и др. Характерные для этой
разновидности касситерита формы частиц показаны на фиг 1—6
табл. 28.
Окраска касситерита, вызываемая присутствующими в нем приме-
сями, весьма разнообразна. Наиболее распространены коричневые
цвета различной густоты и оттенков (желто-коричневый, темно-корич-
невый, буро-коричневый, красновато-коричневый), а также бурые (от
светлого до темного и черно-бурого) - Менее обычны желтый, янтарно-
желтый, оранжевый, красный, зеленовато-желтый и серовато-белый
касситерит. Распределение окраски в кристаллах и зернах минерала
нередко пятнистое (табл. 29, фит. 1—3), а также зональное (табл. 27,
фиг. 4).
Цвет в порошке у темноокрашенных разновидностей светло-бурый
и буровато-коричневый, у светлоокрашенных — розовато-серый, блед-
но-желтый и белый. Блеск сильный: алмазный у большинства светло-
окрашенных касситеритов, тусклый металловидный на гранях кристал-
лов (в изломе смолистый) у черно-бурых разновидностей и жирный у
частиц, имеюших агрегатное сложение.
В большинстве случаев полностью или частично прозрачен. Темно-
окрашенные касситериты просвечивают бурым или красновато-бурым
только в тонких осколках и в краях зерен. Тв. 6—6,5. Спайность несо-
вершенная по {ЮО}, более заметная У светлоокрашенного касситерита;
иногда отмечается отдельность по{Ю1), Излом ступенчато-неровный, у
темноокрашенных разновидностей мелкораковинчатый. Очень хрупок,
раздавливается средне или с трудом. Ввиду большой хрупкости зерна
касситерита легко измельчаются путем дробления л редко приобретают
окатанные формы (табл 29, фиг. 2—4).
Уд. вес 6,8—7,0, у деревянистого олова снижается до 6,2—6,6.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачен и окра
шен (обычно зонально) в различные цвета.
Одноосный положительный, в темноокрашенных зернах часто
аномально двуосный с 2У=( + )Ю—25° (до 40°) ДЦ = 2,09—2,10,
168
tVo=1,99—2,00; Ne—No~0,\00; окрашенные разновидности отчетливо
полихроируют от красно-бурого, бурого и коричневого по Ne до светло-
коричневого, зеленовато-коричневого или бледно-желтого по No. Не
люминесцирует.
Темноокрашенные (богатые Fe) разновидности иногда электромаг-
нитны. При прокаливании перед паяльной трубкой не плавится, но
часто изменяет свою окраску. С содой на угле при сильном калении
дает блестящий ковкий королек и белый налет SnO2, располагающийся
вблизи от пробы. Смоченный Co(NO3)2 и прокаленный налет меняет
свою окраску на зеленовато-синюю. В кислотах нерастворим. В НС1
на цинковой пластинке (или с цинковой пылью) восстанавливается,
покрывается с поверхности тонкой тусклой пленкой металлического
олова1 (табл. 29, фиг. 5—7), становящейся блестящей после протира-
ния зерен фильтровальной бумагой
Из сопутствующих минералов неэлектромагнитной фракции касси-
терит в ряде случаев бывает сходен с цирконом и сфеном (бледноокра-
шенный касситерит), с рутилом (нигрином) и некоторыми тантало-нио-
батами (бломстрандином и браннеритом—черно-бурый касситерит),
лейкоксеном и колломорфным бадделеитом (некоторые формы деревян-
ного олова). От всех названных минералов касситерит отличается блес-
ком, значительно менее сильным, чем у рутила, но более сильным, чем
у циркона, обычным для него пятнистым зональным распределением
окраски и оптическими свойствами, в частности — отчетливым полихро-
измом; простейшим приемом для отличия касситерита от циркона и
сфена является реакция на оловянное зеркало.
В коренных месторождениях касситерит генетически связан с кис-
лыми и умеренно кислыми гранитоидами и их жильными производными.
Известны три основных типа месторождений этого минерала: пегмати-
товые; пневматолито-гидротермальные, относящиеся к так называемой
касситерито-кварцевой формации, и гидротермальные, относящиеся к
каоситер ито-сульфид ной формации.
Первые два типа месторождений приурочены к интрузиям кислых
и ультракислых гранитов и часто располагаются в куполах, краевых
частях самих интрузивных тел или в их непосредственной близости.
Жилы касситерито-сульфидной формации тяготеют к умеренно
кислым гранитам (гранодиоритам), располагаются обычно на неко-
тором удалении от интрузий, а зачастую и не обнаруживают видимой
связи с какими-либо определенными массивами.
В пегматитовых месторождениях касситерит обычно приурочен к
краевым частям жил, подвергшимся интенсивным процессам грейзени-
зации, турмалинизации или альбитизации. Он ассоциирует здесь с по-
лихромным турмалином, топазом, сподуменом, колумбитом, иногда с
вольфрамитом и бериллом.
Месторождения касситерито-кварцевой формации обычно про-
странственно и генетически связаны с пегматитами. Они представлены
кварцевыми и полевошпатово-кварцевыми жилами и штокверками,
сопровождаемыми широкими ореолами грейзенизации вмещающих та-
кие жилы гранитов и пород эндоконтактных зон интрузий.
Касситерит в этих месторождениях сопровождается топазом, флюо-
ритом, литиевыми слюдами, вольфрамитом, молибденитом, арсенопи-
ритом, нередко шеелитом, колумбитом, бериллом, монацитом, турмали-
ном, висмутином, пиритом, халькопиритом, настураном и другими ми-
нералами.
Оба названных типа коренных месторождений касситерита имеют
подчиненное экономическое значение, но играют исключительно важ
1 Так называемое оловянное зеркало Эта реакция отчетливее получается на
темноокрашенном касситерите, в светлоокрашенных разновидностях для получения
оловянного зервала иногда необходимо повторное смачивание НС1
169
ную роль в формировании россыпных месторождений. Наиболее круп-
ные промышленно ценные россыпные концентрации, имеющие мировое
значение, формирхются в районах распространения оловоносных пегма-
тию'В, кварцево-касситеритовых штокверков, грейзенов и жил
Месторождения касситерито-сульфидной формации по характеру
залегания относятся к жильным и контактово-метасоматическим, а по
условиям образования к гидротермальным, формирующимся в широ-
ком диапазоне глубин и температур, начиная от гипотермальных и глу-
бинных жил, пространственно примыкающих к месторождениям касси-
тсрито-кварцевой формации, и кончая близповерхностными и низко-
температурными. Эти месторождения располагаются обычно в зонах
разломов и’на различном удалении от гранитных интрузий, иногда в
непосредственной связи с экструзивными образованиями (кварцевыми
порфирами, монцонит-порфирами, дацитами, риолитами)
Они представлены кварцевыми и карбонатно-кварцевыми жилами
ч минерализованными зонами дробления, залегающими чаше всего в
песчано-сланцевых толщах и измененных эффузивных породах, реже —
телами рудоносных скарнов, расположенных в известняках в экзокон-
такте с интрузиями.
В наиболее высокотемпературных месторождениях рассматривае-
мой формации касситерит ассоциирует с турмалином, железистым хло-
ритом, магнетитом, гематитом, шеелитом, вольфрамитом, молибдени-
том, флюоритом, пиритом, сфалеритом, халькопиритом и некоторыми
другими минералами; в целом сульфиды здесь имеют подчиненное
развитие.
В среднетемпературных жилах, сформированных в умеренных глу-
бинах, касситерит сопровождается пирротином, пиритом, арсенопири-
том, блеклыми рудами, халькопиритом, станнином и особенно часто
ассоциирует с галенитом и сфалеритом, с которыми часто находится
в тесном срастании
Наконец, в близповерхностных месторождениях касситерито-суль-
фидной формации, генетически часто связанных с экструзиями, касси-
терит ассоциирует с сульфосолями серебра и висмута, а также с воль-
фрамитом и висмутином.
Касситерит каждого из названных типов месторождений характе-
ризуется некоторыми типоморфными особенностями Несмотря на мно-
гие частные отклонения, может быть намечена следующая морфогене-
тическая схема
Для касситеритов из месторождений пегматитового типа наиболее
характерны уплощенные дипирамидальные кристаллы, образованные
гранями {111), иногда в комбинации с подчиненными {ИО} и {101}
(рис. 54 а; табл 26, фиг 5). Удлиненность кристаллов (отношение
с : а *) менее 1. Обычны пеокристаллизованные выделения, ограничен-
ные индукционными поверхностями; двойники редки. Преобладает
темно-бурая до черно-бурой (коричневая в порошке) окраска, блеск
металловидный до смолистого; полихроизм сильный. В составе мине-
рала обычно устанавливается повышенное содержание Nb, Та, Fe и Мп.
Для касситеритов из месторождений касситерито-кварцевой фор-
мации наиболее типичен призматически-дипирамидальный облик кри-
сталлов, образованных комбинацией {110} и {111}, иногда с подчинен-
ными гранями {100}, {101}, {231} и {230} (рис. 546; табл. 27, фиг. 2).
Удлиненность 1—2. Обычны двойники, простые и многократные (поли-
синтетические) Окраска бурая, коричневая (серовато-розовая в порош-
ке), часто пятнистая. Блеск алмазовидный; содержание Nb и Та не
превышает 1%, обычно находится в пределах 0,3—0,8; характерна по-
вышенная примесь W и Ti, при среднем содержании Fe и Мп.
1 с—размеры кристалла по [001], а — по [100] или [010]
170
Касситерит из высокотемпературных месторождений касситерито-
сульфидной формации характеризуется дипирамидально-призматиче-
ским (копьевидным) обликом кристаллов, вытянутых по оси с (удли-
ненность 3—4). Главными формами являются {110} и {231}, подчиненное
морфологическое значение имеют {230} (иногда одна из главных форм)
и (111} (рис. 54 в, г; табл. 26, фиг. 2—4). Двойники весьма обычны;
цвет минерала от коричневого до желто-оранжевого и красновато-ко-
ричневого (бледно-буроватый и желтый в порошке); часто наблюдается
Рис 54 Типы кристаллов касситерита
а—из пегматитов (Средняя Азия), б — из месторождений касситеригэ
кварцевой формации <31Сайкадье), в — из высокотемпературных место-
рождений касситерито слльфидной формации (Средняя Азия), г — то же
(Забайкалье), д — из средне и низкотемпературных месторождений кас
ситсрию (.упьфиднои формации (Забайкалье), а —то же (Карепия)
ж — то же (Забайкалье), з — то же (ДВК)
пятнистая или правильная зональность Блеск алмазный, полихроизм
слабый. Характерными примесями являются W, Ti, Fe, As, иногда V,
содержание Nb, Та и Мп менее 0,5%.
Касситерит из сульфидных месторождений средних глубин, как
правило, неокристаллизованныи, гонкозернистый, часто находится в
соастаниях с сульфидами. Кристаллы пирамидально-призматические
копьевидного и обелискового облика, резко удлиненные по оси с
(удлиненность 3—5 и больше); призматическая зона характеризуется
богатством форм {ИО}, (230), {120}, {340}, в качестве конечных граней
присутствуют {1И}, {231}, {101},{771}, иногда {12.12.1} и {001} в разных
комбинациях друг с другом (рис. 54 д, е, ж, з; табл. 26, фиг. 1; табл. 27,
фиг. 3—6). Светло окрашен, полихроизм слабый или не заметен. Nb и
1а обычно отсутствуют, Fe, Мп, Ti, W встречаются в виде следов, обыч-
на примесь Pb, Zn, As.
Касситерит из близповерхностных месторождений, особенно ме-
сторождений, связанных с экструзиями и эффузивными породами, ха-
рактеризуется игольчатой формой неделимых и обычно колломорфным
строением (деревянистое олово). Часто отмечается повышенное содер-
жание Si, Fe, Al.
171
Эта схема, в сочетании с изучением сопутствующих касситериту
минеральных ассоциаций, может быть использована для оценки вероят-
ного типа коренных месторождений касситерита, находимого в рос-
сыпях.
Бадделеит ZrO2
Бадделеит является редким минералом россыпей и встречается
лишь в районах распространения некоторых щелочных сиенитов, а
также комплексов ультраосновных и щелочных пород серии ийолиты —
пироксениты — оливиниты.
В россыпях наблюдается в виде кристаллов, зерен, а также в виде
плотных скрытокристаллических агрегатов и стяжений, имеющих
форму бобовин, почек и натечных образований (так называемый цир-
конфавас). Эта скрытокристаллическая разновидность бадделеита со-
держит в качестве примесей переменные количества SiO2, Ре20з, Т1О2
и Н2О. В кристаллическом бадделеите иногда устанавливается примесь
Hf, Fe, TR, Sc и И.
Бадделеит кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призмати-
ческом виде симметрии. Кристаллы таблитчатые или пластинчатые по
{100}.обычно несколько удлинены по [001] и внешне напоминают кри-
сталлы брукита (табл. 30, фиг. 1 и 2).
Габитусными формами обычно являются {100}, {110], {011} и {102}.
Грани вертикальной зоны часто исштрихованы параллельно [001].
Весьма распространены двойники по (100) (табл. 30, фиг. 3 и 4), часто
повторные или полисинтетические; более редки двойники по (110).
Обычно бадделеит в россыпях встречается в виде обломков кри-
сталлов и пластинчатых остроугольных или угловато окатанных зерен
(табл. 30, фиг. 5—8).
Цвет бадделеита коричневый, буровато-желтый, бледно-желтый,
янтарно-желтый, реже зеленовато-бурый, бурый и темно-бурый. Часто
наблюдается зональное распределение окраски — клиновидное, непра-
вильное, пятнистое, реже следующее определенным кристаллографиче-
ским направлениям. Цвет фавасов восково-желтый, серый, темно-бу-
рый. Порошок бадделеита белый, у темноокрашенных разновидностей
бледный желтоватый. В кристаллах в различной степени прозрачен,
темноокрашенные разновидности прозрачны или просвечивают только
в краях тонких зерен; в агрегатах не прозрачен.
Блеск кристаллов и их осколков алмазный, скрытокристаллических
разновидностей — жирный или восковой. Уд. вес колеблется от 4,5—
5,5 (для фавасов) до 6,02 (для кристаллического бадделеита). Тв. 6—7.
Хрупок раздавливается с трудом. Спайность ясная по {001} , слабая
по {100} и {110} . Излом неровный до мелкораковинчатого.
Под микроскопам в порошке в иммерсионной среде вполне про-
зрачен. Обычно обнаруживает тонкое полисинтетичес^и-двойниковое
строение. Двуосный отрицательный с 2V=(—)25—30°; дисперсия угла
оптических осей г>ц отчетливая.
Плоскость оптических осей совпадает с (010), c:Np=i2—13°';
A/g=2,20; Уш = 2,19; Ур = 2,13; Ng—Np = 0,07. Полихроизм в желтова-
тых и красноватых тонах от слабого до отчетливого. Схема абсорбции
Np>Nm>Ng-, Np—желтый, красновато-коричневый, зеленовато-жел-
тый; Ng — бледно-желтый, светло-коричневый. В катодных и ультра-
фиолетовых лучах не люминесцирует. Иногда слабо радиоактивен. Диа-
магнитен, некоторые разновидности темноокрашенных фавасов обна-
руживают слабые парамагнитные свойства, обязанные присутствию
примесей.
1 В отличие от брукита, зерна бадделеита, расположенные по уплощению, дают
косой разрез с выходом тупои биссектрисы
172
П. п.тр. не плавится; НС1 и HNO3 на бадделеит не действуют, но
порошок минерала при длительном кипячении, а также после сплавле-
ния с KHSO4 разлагается H2SO4.
В россыпях бадделеит встречается вместе с анатазом, рутилом,
цирконом, ильменитом, магнетитом, перовскитом, пирохлором, апа-
титом, шпинелью, иногда с торианитом, циркелитом, фергусонитом, ал-
мазом, диопсидом и некоторыми другими минералами.
В коренных месторождениях бадделеит известен главным образом
в щелочных и ультраосновиых породах ряда мсльтейгит — якупиран-
гит— пироксенит и в связанных с ними щелочных и рудных пегмати-
тах, где ассоциирует с перовскитом, пирохлором, цирконом, ильмени-
том, магнетитом, апатитом и другими минералами.
Довольно широко распространен бадделеит и в продуктах пневма-
толито-гидротермального изменения перовскитсодержащих пироксени-
тов и оливинитов: в различных апатито-магнетито-кальцитовых,
форстерито-флогопито-кальцитовых и других породах и в карбонатитах
где сопровождается цирконом, пирохлором, циркелитом, сфеном,
иногда дизаналитом, торианитом и другими минералами.
В качестве продукта разрушения цирконо-силикатов (эвдиалита,
эвколита, астрофиллита, мозандрита) бадделеит, обычно в виде фава-
са, встречается и в гидротермально измененных нефелиновых сиенитах.
В обломках кристаллов бадделеит может быть спутан с брукитом,
в неправильных зернах со сфеном, в скрытокристаллических агрегатах
с лейкоксеном, а иногда и с колломорфным касситеритом.
Торианит TI1O2
Редкий минерал россыпей. Химический состав непостоянный. Наи
более важной примесью является U, содержание которого в некоторых
разновидностях (в уран-торианите, алданите) достигает 15—25%, РЬ
(радиогенный) и редкие земли цериевой группы. Непостоянными при-
месями являются Fe и Са. Встречается преимущественно в виде кри-
сталлов, их обломков, реже в виде частично окатанных, округленных
зерен.
Торианит кристаллизуется в кубической сингонии в гексоктаэдри-
ческом виде симметрии. Кристаллы его имеют форму правильных или
несколько искаженных кубов, иногда с притупляющими гранями {111)
и {ИЗ) (табл. 31, фиг. 1—4). Грани кристаллов обычно неровные, ше-
роховатые и матовые, реже гладкие и блестящие. Весьма обычны
двойники прорастания по (111) (табл. 31, фиг. 5 и 6).
Цвет торианита темно-коричневый, бурый, темно-буоый до желто-
черного; в порошке серый, иногда буроватый и зеленовато-серый (для
уранистых разновидностей). Непрозрачен, в тонких осколках просве-
чивает красновато-бурым.
Блеск от алмазного (в изломе) до полуметаллического (на гранях
кристаллов). Хрупок. Спайность несовершенная по кубу, излом неров-
ный до раковинчаюго. Тв. 6,5. Уд. вес 9,7—9,8.
'Под микроскопом в иммерсионном препарате красно-вато-бурый до
коричневато-бурого. Изотропен. У = 2,18—2,25. П. п.тр. не плавится,
некоторые разновидности при нагревании рекалесцируют (раскали-
ваются до свечения). В НС1 нерастворим, но тонкий порошок торианита
при нагревании разлагается концентрированными H2SO4 и HNO3. При
добавлении торона солянокислый раствор минерала приобретает мали-
ново-красную окраску. Сильно радиоактивен. Перл буры в длинновол-
новом ультрафиолетовом свете обычно люминесцирует желтовато-зеле-
ным (от примеси U).
В коренных месторождениях торианит чаще всего встречается в
гранитных пегматитах — в редкоземельных чистой линии и в контами-
173
нированных и десилицированных, залегающих среди известняков
или серпентинитов. В пегматитах торианит ассоциирует с цирконом,
торитом, уранинитом, эшинитом, фергусонитом, танталитом, мона-
цитом, ксенотимом, биотитом, магнетитом, обыкновенной роговой об-
манкой, иногда с пирохлором, бетафитом и некоторыми другими
минералами.
В качестве редкого акцессорного минерала торианит встречается
также в некоторых микроклиновых гранитах и гранит-порфирах в ас-
социации с биотитом, ортитом, цирконом, монацитом и магнетитом.
Известны находки торианита в скарнированных и мраморизованных
известняках на контакте их с монацитоносными гранитами. Одним из
распространенных типов коренных месторождений торианита являются
также редкометальные карбонатиты, образующиеся в результате авто-
метасоматических процессов изменения перовскитсодержащих пироксе-
нитов, оливинитов и пород ийолит-мельтейгитового ряда. Для этих ме-
сторождений характерна ассоциация торианита с магнетитом, флого-
питом, апатитом, дизаналитом, пирохлором, цирконом, бадделеитом
(часто образующим вросгки в торианите) и с некоторыми другими ми-
нералами.
В россыпях за торианит ошибочно могут быть приняты перовскит
и псевдоморфозы лимонита по кубическим кристаллам пирита. От
перовскита торианит отличается удельным весом, изотропностью, по-
казателем преломления, темной чертой и отрицательной реакцией на
Ti, от лимонита — немагнитностью, чертой, оптическими свойствами,
поведением в НС1; от обоих названных выше минералов он отличен вы-
сокой радиоактивностью.
Шпинель (Mg, Fe)Al2O4
В виде одиночных зерен шпинель распространена почти повсе-
местно в россыпях и обломочных отложениях различных генетических
типов и возраста. Однако наибольшие концентрации ее обычно наблю-
даются в районах распространения интрузивных пород габбро-перидо-
титовой формации, гранитных интрузий и связанных с ними контактово-
метаморфических пород и в областях развития некоторых глиноземи-
стых кристаллических сланцев.
В химическом* отношении минералы группы шпинели представляют
собой сложные окислы типа R..R” 2O4 где R” главным образом Mg и
Fe, реже Zn, Мп, Со, Ni; R ••• —Al, частично Fe и Сг.
Наиболее обычны в россыпях две разновидности шпинели — обык-
новенная шпинель (магнезиальная) и плеонаст или хлорошпинель
(железисто-магнезиальная). Изредка встречается цинксодержащая
шпинель (ганит). Плеонасты, содержащие свыше 10% Fe, часто обна-
руживают парамагнитные свойства и при фракционировании шлихов
выделяются в электромагнитной фракции.
Шпинель кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдри-
ческом виде симметрии. Кристаллы ее чаще всего имеют форму про-
стых октаэдров (табл. 32, фиг. 1—4), иногда усложненных притупляю-
щими гранями ромбододекаэдра, куба и тригонтриоктаэдра. Грани
кристаллов нередко выпуклые, вершины и ребра их закруглены и как
бы оплавлены (табл. 32, фиг. 3 и 4). Сростки — параллельные и двой-
никовые по (1Н) весьма обычны.
В россыпях шпинель встречается в виде кристаллов, их осколков,
неправильных зерен, а также модификационных форм, возникающих в
процессе истирания и окатывания кристаллов и зерен. Шпинель харак-
теризуется высокой абразивной прочностью, трудно поддается окаты-
ванию и сохраняет угловатую форму зерен даже при переносе речными
потоками на весьма значительные расстояния (табл. 32, фиг. 5) Ветре-
174
чающиеся иногда в современных речных россыпях хорошо окатанные
("шарообразные и яйцевидные) зерна шпинели (табл. 32, фиг. 8—10),
имеющие гладкую и как бы шлифованную поверхность, происходят, как
правило, из древних осадочных толщ и приобрели свою форму в про-
цессе нескольких циклов переноса и переотложения обломочного ма-
териала. Более распространены окатанные зерна шпинели в прибрежпо
морских и озерных россыпях (фации пляжей)
Цвет шпинели различный. Обыкновенная шпинель бесцветна или
бледноокрашена в голубоватые или розоватые тона. Реже встречается
розово-красная, синяя и буроватая шпинель.
В районах развития кристаллических сланцев нередко встречается
серая и темно-серая шпинель, окраска которой обусловлена присут
ствием включений рудных минералов (магнетита, ильменита), иногда
слюды Для плеонаста характерна зеленая окраска различной интен
сивности и оттенков (грязно-зеленая, темно-зеленая, голубовато-зеле
ная, буро-зеленая).
В порошке все разновидности шпинели бесцветны Блеск стеклян-
ный, сильный. Прозрачна в различной степени, иногда водяно прозрач-
на (благородная шпинель).
Спайность отсутствует. Излом мелкораковинчатый, неровный. Тв
7,5—Зд'Хрупка, раздавливается с большим трудом Уд. вес колеблется
от 3,6 до 3,9, увеличиваясь с повышением содержания железа.
Под микроскопом оптически изотропна Показатель преломления
колеблется в пределах 1,720—1,740 для обыкновенной шпинели и
1,750—1,775 для плеонаста Б
В катодных лучах и ультрафиолетовом свете большинство образ
цов шпинели не люминесцирует, за исключением бледноокрашенных
розовой и розово-красной разновидностей, обнаруживающих оранжево
красное или рубиново-красное свечение различной яркости.
В кислотах нерастворима. П. п. тр. не изменяется
В октаэдрических кристаллах бесцветная шпинель сходна с алма
зом, в осколках с топазом и гроссуляром; голубая шпинель сходна с
анатазом и корундом От всех названных минералов (за исключением
гроссуляра) легко отличается оптическими свойствами, показателем
преломления от алмаза, изотропностью от топаза, корунда и анатаза
Бесцветные гроссуляры, имеющие близкий к шпинели показатель пре-
ломления, обычно аномально анизотропны.
Месторождения шпинели приурочены преимущественно к извер-
женным и метаморфическим породам. В качестве первичного минерала
она выделяется в пересыщенных глиноземом габбро, пироксенитах и
перидотитах (плеонаст). Вместе с корундом, оттрелитом, магнетитом,
рутилом и диаспором встречается в десилицировэнных гранитных и
сиенитовых пегматитах (обыкновенная шпинель, редко плеонаст).
Образуется в контактово-метаморфических породах—в мраморизован-
ных мергелях, доломитах, изредка в известковистых скарнах, в орого-
викованных серпентинитах и магнезиальных изверженных породах (в ас-
социации с форстеритом, хондродитом, гранатами, везувианом, эпидо-
том, диопсидом, паргаситом, флогопитом, магнетитом, перовскитом,
хлоритами, апатитом и другими минералами) Шпинель широко рас-
пространена также в продуктах глубокого регионального метаморфиз-
ма, обогащенных глиноземом осадочных пород, в кристаллических
сланцах и гранулитах, где встречается вместе с дистепом, корундом,
сапфирином, альмандино-пиропом и другими магнезиальными мине-
ралами.
1 Показатель преломления темно зеленой и буро-зеленей железистой шпинели,
встречающейся в электромагнитной фракции шлихов, достигает 1,780
175
Перовскит CaTiO3
Перовскит является довольно широко распространенным мине-
ралом россыпей, но при минералогическом изучении шлихов часто
пропускается вследствие внешнего сходства его с другими мине-
ралами.
Химический состав перовскита обычно более сложен в сравнении
с формулой; в качестве непостоянных составных частей он содержит
редкие земли, Fe, Mg, Nb, Та, Th, Na и некоторые другие элементы.
В зависимости от состава различают следующие разновидности: перов-
скит СаТЮ3, кнопит (Са, Се) (Ti, Fe ")O3, дизаналит (Са, Се, Na)
(Ti, Fe---, Nb)O3. Дальнейшая замена в решетке перовскита Са на Na
и одновременно Ti на Nb приводит к лопариту и пирохлору.
Диморфен. Кристаллизуется в формах кубической сингонии: в
октаэдрах и кубах, в кубооктаэдрических кристаллах, а также >в более
сложных многогранниках, на которых наряду с преобладающими {100}
и {101} присутствуют также грани{110), {120} и др. Внешне кажущиеся
монокристаллами, такие многогранники перовскита под микроскопом
обнаруживают миметическое строение и состоят из множества тон-
чайших пластинчатых, оптически двухосных неделимых, вероятно ром-
бической сингонии, срастающихся и прорастающих друг друга по раз-
ным законам. Наиболее обычно двойникование параллельно граням
(100) и (НО) (в кубической установке). Такое строение кристаллов
свидетельствует о полиморфном превращении кубической модификации
перовскита в ромбическую (?), более низкотемпературную.
Для перовскитов изверженных пород наиболее обычен октаэдри-
ческий облик кристаллов, лишь изредка и в качестве притуплений на-
блюдаются здесь грани {100}, {НО} (табл. 33, фиг. 1).
Кристаллы часто имеют 'неровные грани и округленные вершины,
иногда они неполно образованы, искривлены и несут многочисленные
углубления — отпечатки минералов, выкристаллизовавшихся из рас-
плава ранее перовскита (табл. 33, фиг. 2). Стенки таких углублений
обычно покрыты индукционной штриховкой. Нередко наблюдаются не-
правильные скелетные образования (табл. 33, фиг. 3).
Кристаллы перовскита из месторождений пегматитового типа ха-
рактеризуются кубоокгаэдрическим (с преобладанием граней октаэд-
ра) габитусом. Наиболее низкотемпературные генерации перовскита —
из щелочных пегматитов, пневматолито-гидротермальных жил, из кон-
тактово-метасоматических месторождений и жил альпийского типа —
имеют обычно кубический облик кристаллов, нередко с участием граней
{ПО}, {111} и других форм (табл. 33, фиг. 4—8). Такие кристаллы часто
неправильно развиты, вытянуты или уплощены по одной из кристалло-
графических осей. Двойники прорастания по (111), а также параллель-
ные сростки кристаллов для перовскита из этих месторождений весьма
обычны.
Грани куба на кристаллах перовскита, как правило, несут тонкую
штриховку параллельно ребрам, обусловленную полисинтетическим
двойникованием по (ПО). Иногда наблюдаются также фигуры вытрав-
ливания в виде мелких ступенчатых углублений и рубцов, покрываю-
щих грани и ребра куба (табл. 33, фиг. 5 и 6).
Кроме кристаллов перовскит в россыпях встречается в виде не-
правильных зерен, остроугольных или слабоокатанных обломков. Не-
смотря на сравнительно небольшую твердость, минерал с трудом под-
дается истиранию, и находка хорошо окатанных зерен перовскита
в современных россыпях представляет большую редкость.
Цвет перовскита в крупных кристаллах и зернах обычно железо-
черный, серовато-черный, смоляно-черный, в мелких зернах и тонких
176
осколках темно-бурыйL. Изредка встречаются красновато-бурая, свет-
ло-коричневая, оранжево-желтая и медово-желтая (с зеленоватым от-
тенком) разновидности перовскита. Иногда бывает покрыт пленками
белесовато-желтых землистых продуктов изменения (анатаза или лей-
коксена, табл. 34, фиг. 1—4). Цвет порошка белый или бледный серо-
вато-желтый и буроватый. Блеск от полуметаллического (на гранях
кристаллов) до алмазного.
Спайность практически отсутствует, но иногда обнаруживается
несовершенная спайность (отдельность?) по кубу. Тв. 5,5. Хрупок, раз-
давливается с трудом. Излом неровный до раковинчатого. Уд. вес
3,95—4,05. В крупных зернах перовскит обычно непрозрачен, но в
мелких зернах и в тонких осколках ясно просвечивает темно-бурым и
коричнево-бурым. Изредка встречаются вполне прозрачные, обычно
бледноокрашенные разновидности.
Под микроскопом (в иммерсионном препарате) прозрачен и окра-
шен в различные оттенки бурого, коричневого или желтого цвета.
Центральная часть зерен нередко оказывается загрязненной пылевид-
ными включениями ильменита и магнстьгл и приобретав! лиловый или
серо-фиолетовый оттенок краски.
В скрещенных николях зерна перовскита обычно анизотропны с
двупреломлением, меняющимся от 0,002—0,005 до 0,008—0,010. В боль-
шинстве случаев зерна перовскита обнаруживают тонкое полисинтети-
ческое двойникование с углами угасания отдельных индивидов относи-
тельно этементов ограничения кристаллов в 90 и 60° (в зависимости от
ориентировки сечения). В ясно анизотропных участках зерен двуос
ный положительный с 2V=( + )70—90°. Дисперсия угла оптических
осей слабая r>~j. Иногда заметен слабый полихроизм в буроватых или
красновато-бурых тонах со схемой абсорбции Ng>Np. Средний пока-
затель преломления 2,34—2,38. Обычно неэлектромагнитен, но неко-
торые богатые редкими землями и железом кнопиты и дизаналиты
иногда обнаруживают слабые парамагнитные свойства.
П.п.тр. не изменяется ITC1 и HNO3 на перовскит не действуют, но
при кипячении в концентрированной H2SO4, а также путем сплавления
с KHSO4 порошок перовскита разлагается полностью. Прибавление
капли Н2О2 окрашивает сернокислый раствор минерала в интенсивный
желтый или оранжево-желтый цвет.
В мелких октаэдрических кристаллах и в зернах перовскит может
быть спутай с хромшпинелидами. В отличие от последних перовскит
в подавляющем большинстве случаев неэлектромагнитен2, под микро-
скопом почти всегда анизотропен и имеет значительно более высокое
светопреломление. В кристаллах кубического облика за перовскит в
ряде случаев могут быть приняты торианит и псевдоморфозы лимонита
по пириту.
От первого минерала перовскит отличается своими оптическими
свойствами, малым удельным весом и отсутствием (или очень слабы-
ми признаками) радиоактивности. От лимонита, часто встречающегося
в россыпях в виде блестящих черно-бурых псевдоморфоз по кубиче-
ским кристаллам пирита, перовскит наиболее просто отличается по
цвету порошка, иной ориентировке штриховки на гранях куба, магнит-
ным свойствам и отношению к кислотам.
Типы месторождений перовскита разнообразны. Наиболее важные
его месторождения генетически связаны с комплексом ультраосновных
и щелочных пород: оливинитов, пироксенитов, нефелиновых пироксени-
тов и сопровождающих последние ийолит-пегматитов, альнёитов и дру-
1 Черная и буровато-«ерная окраски особенно характерны для Се- и Nb содер-
жащих разновидностей, кнопита и дизаналита.
При фракционировании шлихов хромшпннелиды и перовскит выделяются в
разных фракциях.
12 А. А. Кухаренко 177
гих жильных щелочных пород В этих породах перовскит присутствует
в качестве породообразующего минерала и тесно ассоциирует с тигано-
магнетитом, а также с оливином, иногда — мелилитом (в оливинитах),
диопсид-авгитом, титан-авгитом, сфеном, апатитом, роговой обманкой,
флогопитом (в пироксенитах), эгирин-диопсидом, биотитом и шерло-
митом (в ийолит-пегматитах). Как акцессорный минерал перовскит
встречается и в других изверженных породах: лимбургитах, щелочных
базальтах (преимущественно в мелилитовых) —ив кимберлитах частью
как продукт разрушения ильменита, обычно в виде мельчайших куби-
ческих кристаллов.
Вторым типом месторождений перовскита являются контактово-
метасоматические. Он встречается в мраморизованных известняках, в
тальковых и хлоритовых сланцах (продуктах метаморфизма габбро на
контактах с гранитоидами), иногда в скарнах.
В месторождениях этого типа перовскит ассоциирует с хлоритом,
кальциево-железистыми гранатами, эпидотом, диопсидом, ильменитом,
магнетитом, шпинелью, сфеном, кальцитом и некоторыми другими ми-
нералами.
Лопарит (Na, Се, Са) (Nb, Ti)O3
Лопарит — редкий минерал россыпей, встречающийся в районах
распространения некоторых нефелиновых сиенитов.
В россыпях наблюдается в виде кристаллов и их обломков. Кри-
сталлизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдрическом виде сим-
метрии. Облик кристаллов кубический, в качестве притуплений иногда
присутствуют грани октаэдра, ромбододекаэдра и ряда пирамидальных
кубов{210}.(310}, {510} и др. Кристаллы часто плохо образованы или
ограничены неправильными индукционными поверхностями, несущими
штриховку и отпечатки минералов, сопутствующих лопариту в поро-
дах (табл. 34, фиг. 7).
Весьма обычны двойники прорастания по (III) (по флюоритовому
закону, табл. 34, фиг. 6 и 8). Детальными исследованиями установлено
также сложное полисинтетическое микродвойникование лопарита, ана-
логично миметическим двойникам в перовските.
Цвет лопарита черный, буро-вато-черный, серо-черный; часто отме-
чаются красно-бурые внутренние рефлексы. Цвет в порошке краснова-
то-бурый. Блеск на гранях кристаллов полуметаллический, в изломе —
смолистый. Спайность незаметна, излом раковинчатый. Тв. 5,5—6.
Раздавливается с трудом. Уд. вес 4,75—4,90.
Под микроскопом, в иммерсионном препарате, лопарит ясно просве-
чивает красновато-бурым или буровато-коричневым. В скрещенных ни-
колях часто анизотропен. Двупреломляющие участки располагаются
отдельными пятнами и полями, реже образуют системы пересекающихся
полос, аналогично перовскиту. Показатель преломления лопарита
2,3—2,4.
При прокаливании не изменяется. В НС1, HNOj и H2SO4 нераство-
рим, но легко разлагается HF, а также путем сплавления с KHSOi.
Сернокислый раствор сплава с КП5О4 от прибавления капли таннина
окрашивается в красно-бурый цвет (реакция на Nb), а от Н2О2 — в
оранжево-желтый (реакция на Ti).
По форме кристаллов, цвету и блеску лопарит сходен с торианитом
(в отличие от последнего лишь слабо радиоактивен), ниобиегым перов-
скитом и пирохлором; от обоих этих минералов он отличается исклю-
чительным распространением двойников прорастания (редких для пе-
ровскита и очень редких для пирохлора) и заметно более темным цве-
том порошка.
В россыпях лопарит сопровождается сфеном, апатитом, магнети-
том, эгирином, щелочными амфиболами, цирконом, рамзаитом, иногда
эвдиалитом, перовскитом (кнопитом) и бадделеитом.
178
Месторождения лойарша приурочены к меланократовым нефели
новым сиенитам и их пегматитам, где лопарит тесно ассоциирует с
эгирином, эвдиалитом, сфеном, микроклином, арфведсонитом и некото-
рыми другими минералами.
Пирохлор (Na, Са, Се, U, Th)2(Nb, Та, Ti)2O6(F, ОН)
Минералы группы пирохлора относятся к обширному изомэрф
ному ряду соединений, главнейшими членами которого являются
NaCaNb2O6F и NaCaTa2O6F.
Сложность химического состава природных пирохлоров опреде-
ляется широко проявленными в этой группе изоморфными замещения-
ми по схемам: Nb ->Та, CaNb -> CeTi, NaNb CaTi, CeNb -* 2(U, Th).
F -> ОН и др. В зависимости от химического состава среди пирохлоров
выделяют ряд разновидностей: ниобо-пирохлоры (наиболее распрогтоа-
ненные), ниобо-iанталовые пирохлоры и тантал-пирохлоры (микро
литы). Особо выделяют урансодержащие разновидности, распростра-
ненные среди ниобо-пирохлоров (гатчеттолит, бетафит, менделеевит) и
менее — среди микролитов (джалмаит)
В россыпях пирохлор встречается чаще всего в виде кристаллов
и их осколков, реже в виде неправильных зерен, иногда покрытых
бурой корочкой продуктов изменения Пирохлор сопровождается здесь
цирконом, магнетитом, ильменитом, сфеном, часто диопсидом и рого-
вой обманкой, монацитом, эшинитом, колумбитом, ортитом, апатитом
иногда эгирином, титанистыми гранатами, бадделеитом, перовскитом,
анатазом и некоторыми другими минералами
Кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдрическом
виде симметрии. Форма кристаллов обычно октаэдрическая, иногда
с подчиненным развитием граней куба, ромбододекаэдра и тригон-
триоктаэдров {112} и {ИЗ}. Изредка встречаются кристаллы кубиче-
ского облика с подчиненными гранями {ill}. Общий облик кристал-
лов пирохлора и характер развития важнейших граней представлены
на табл. 35, фиг. 1—7.
Грани кристаллов обычно неровные, корродированные, ре/ке глад-
кие и блестящие. Уранистые разновидности иногда дают плохо обра-
зованные, искаженные кристаллы или даже неправильные выделения
(табл. 35, фиг. 8).
В большинстве случаев внутреннее строение пирохлора не соот-
ветствует форме его кристаллов. Под влиянием радиоактивных излу-
чений, содержащихся в пирохлоре атомов урана и тория, кристалли-
ческая структура минерала претерпевает так называемый метамиктный
распад, а.морфизируется, превращаясь в коллоидоподобную смесь
отдельных окис лов.
Цвет пирохлора обычно бурый, коричневый или буровато-же 1тый,
реже бледно-желтый, желтовато-зеленый, черно-бурый. В порошке
белый, для темноокрашенных разновидностей бледный желтоватый
или буроватый. Блеск смолистый или жирный, иногда (на гранях
кристаллов) алмазовидный. В мелких зернах и в краях осколков про-
свечивает или полупрозрачен. Хрупок. Раздавливается средне. Спай-
ность отсутствует, излом раковиячатый, иногда неровный. Тв. 5—6
Уд. вес 4,1—5.4 снижается по мере аморфизацин минерала
В шлифах и в иммерсионном препарате (в порошке) пцрохлор
прозрачен и окрашен в светло-желтый, винно-желтый или красновато-
бурый цвета. Изотропен, но иногда, вследствие процессов изменения,
обнаруживает аномальное двупреломление. Показатель преломления
варьирует в зависимости от состава минерала и степени сохранности
его кристаллической структуры от 2,19 до 1,93, но иногда опускается
до 1,780 и ниже.
12* 179
При нагревании перед паяльной трубкой некоторые образцы пи-
рохлора сильно раскаливаются (рекалесцируют), светлеют и восста-
навливают кристаллическую структуру. НС1 и HNO3 на пирохлор не
действуют; разлагается концентрированной H2SOj. Сплав порошка
пирохлора с KHSO4 при прибавлении раствора таннина окрашивается
в красно-бурый цвет. Перлы буры и фтористого натрия в ультрафио-
летовом свете люминесцируют зеленым или желто-зеленым. Сами
кристаллы пирохлора не люминесцируют, иногда же наблюдается сла-
бая коричневатая люминесценция поверхностных продуктов разруше-
ния минерала. Радиоактивен в различной степени.
В зернах и в неправильных обломках пирохлор по внешнему ви-
ду сходен со сфеном, цирконом, монацитом, некоторыми разновидно-
стями андрадита, сфалеритом. От первых трех минералов пирохлор
отличается изотропностью, от сфалерита отсутствием спайности и по-
ведением в HNO3, от андрадита отсутствием парамагнитных свойств,
алмазным или жирным блеском, реакцией на Nb.
В коренных месторождениях пирохлор встречается в пегматитах
нефелиновых сиенитов (миаскитов), где ассоциирует с лепидомела-
ном, цирконом, сфеном, ильменитом, магнетитом и ортитом. Менее
обычен пирохлор в гранитных пегматитах — редкоземельных и натро-
во-литиевых.
В ассоциации с апатитом, магнетитом, флогопитом, бадделеитом,
сфеном, цирконом, дизаналитом, клиногумитом, доломитом, пирроти-
ном и другими минералами пирохлор широко распространен в карбо-
натитах, генетически и пространственно связанных с массивами ще-
лочных и ультраосновных пород. Встречается он и в апатито-оливино-
магнетитовых рудах, апатито-магнетито-кальнитовых, кальиито-флого-
питовых и других породах, приуроченных к этим массивам.
Магнезит MgCO3
В россыпях распространен сравнительно мало, что обусловлено
главным образом заметной растворимостью магнезита в почвенных
водах, особенно содержащих углекислоту, бикарбонаты или гумино-
вые кислоты.
В химическом отношении принадлежит к ряду твердых растворов
MgCO3—FeCO3, содержит переменные количества Fe, реже примесь
Мпщ Са, скрытокристаллическая разновидность также Ni и Si.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в дитригонально-ска-
леноэдрическом виде симметрии.
В россыпях встречается в виде отдельных зерен, обломков зерни-
стых масс (табл. 36, фиг. 1) и частиц, имеющих плотное скрытокри-
сталлическое сложение (метаколлоидный магнезит). Одиночные зерна
магнезита почти всегда ограничены поверхностями спайности и имеют
угловатые очертания; мелкозернистый магнезит и особенно его скры-
токристаллическая разновидность иногда встречаются в виде окатан-
ных частиц.
Цвет белый, иногда с сероватым, желтоватым или голубоватым
оттенками. В порошке белый. Прозрачен или просвечивает. Блеск
варьирует от стеклянного до матового. Спайность совершенная по ос-
новному ромбоэдру {1011}. Частицы плотного агрегатного сложения
характеризуются неровным и раковинчатым изломом. Тв. 4—4,5. Хру-
пок, раздавливается легко Уд вес около 3.
Под микроскопом в иммерсионном препарате бесцветен. Одноос-
ный отрицательный; No= 1,700—1,726; Ne= 1,509—1,527. Ne' (на пло-
скости спайности) 1,600—1,605; No—Л7е = О,191—0,199; в иммерсион-
ной жидкости 1,7 зерна минерала при повороте столика микроскопа
обнаруживают резкую псевдоабсорбцию.
180
Некоторые разновидности магнезита в ультрафиолетовых и ка-
тодных лучах слабо люминесцируют голубым, белым или красно-
ватым.
В кислотах разлагается лишь при надевании Неплавок.
Из сопутствующих в россыпях минералов магнезит наиболее схо-
ден с доломитом и анкеритом, в плотных разновидностях — с баритом
От первых двух минералов отличим лишь с помощью точных оптиче-
ских методов, а также путем микрохимических реакций (методом ок-
рашивания: в спиртовом растворе паранитробензолазорезорцина на
холоду окрашивается в синий цвет). От барита отличим поведением
в кислотах и оптическими свойствами.
В коренных месторождениях магнезит приурочен главным обра-
зом к карбонатным породам — известнякам и доломитам, среди кою
рых он залегает в виде жил, линз и неправильных тел, возгикшгл
в процессе переработки пород магнийсодержащими гидротермальны-
ми растворами.
Широко распространен также как продукт гидротермального из-
менения и выветривания магнезиальных изверженных пород (дуни-
тов, перидотитов и происходящих из них серпентинитов). Изредка
встречается как первичный минерал в гипсоносных и соленосных кар-
бонатных и глинистых осадках, а также в сульфидных гидротермаль-
ных жилах, в пустотах диабазов и других основных излившихся по-
род. Известен также как продукт динамометаморфизма ультраоснов-
пых и основных изверженных горных пород (в тальково-хлоритовых,
актинолитовых и других сланцах).
Смитсонит ZnCO3
Смитсонит редкий минерал россыпей, встречающийся лишь в не-
посредственной близости от коренных его месторождений, обычно в
элювиальных и делювиальных отложениях.
Химический состав непостоянен, обычно обнаруживаются Fe, Мп,
изредка Mg, Со, Си и другие примеси. Разновидность с содержанием
FeO свыше 10% получила специфическое название монгеймита.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в дитригонально-ска-
леноэдрическом виде симметрии. В россыпях встречается чаше всего
в виде угловатых или слабоокатанных частиц, имеющих плотное или
скрытокристаллическое сложение, обломков натечных, почковидных
и скролуповатых стяжений (табл. 36. фиг. 2), реже в виде зерен и
осколков неяснообразованных кристаллов
Скрытокристаллические и натечные разновидности часто содержат
механические примеси лимонита, опала, малахита, кальцита и других
минералов.
Цвет белый с буроватым или зеленоватым опенком, также корич
нево-бурый (от примеси лимонита) и зеленый (от малахита). В по-
рошке белый, сероватый или зеленоватый. Блеск стеклянный. Спай-
ность по ромбоэдру, заметная лишь в монокристаллических зернах.
Тв. 4,5—5. Хрупок, раздавливается средне или легко. Излом обычно
неровный. Уд вес 4—4,5.
Под микроскопом в порошке прозрачен. Одноосный отрицатель-
ный. Показатели преломления варьируют в зависимости от содержа-
ния Fe. А%= 1,848—1,852; N е = 1,621 — 1,622; No—Ne = 6,227—0,230
(вторые цифры для смитсонита с содержанием 15% FeCO3).
Люминесценция в ультрафиолетовом свете не постоянная как по
цвету, так и по интенсивности; наблюдались следующие цвета люми-
несценции (в порядке распространенности): голубая, белая, красно-ро-
зовая, желтая. Часто не люминесцирует. Цвет люминесценции в ка-
тодных лучах обычно красный, реже оранжевый.
181
В кислотах растворяется с вскипанием. П. п.тр. неплавок, на угле
дает белый налет ZnO; железистые разновидности при прокаливании
буреют. Смоченный Co(N03)2 и прокаленный окрашивается в зеленый
цвет.
Немагнитен, но некоторые скрытокристалличсские разновидности
смитсонита, содержащие примесь лимонита, часто проходят в элек-
тромагнитную фракцию шлихов.
Из других минералов россыпей смитсонит наиболее сходен с це-
русситом, англезитом, каламином, также с магнезитом, а в бурых
скрытокристаллических массах с лимонитом. От всех указанных ми
нералов отличим оптическими свойствами, а также (за исключением
церуссита) поведением в кислотах.
По условиям происхождения смитсонит является экзогенным ми-
нералом и чаще всего образуется в зоне окисления свинцово-цинковых
и полиметаллических месторождений, особенно метасоматических, за-
легающих в известняках.
Сидерит FeCO3
Химический состав непостоянен, часто содержит изоморфную
примесь Мп, Mg, Са, а также различные механические примеси.
Несмотря на широкое распространение месторождений сидерита,
последний должен быть отнесен к числу редких минералов россыпей.
Это обусловлено нестойкостью сидерита в условиях земной поверхно-
сти, его заметной растворимостью в почвенных водах и легкой окис-
ляемостью. Условия восстановительной среды, благоприятной для коп
ссрвации сидерита, в рыхлых обломочных отложениях, среди которых
обычно размещаются россыпи, осуществляются сравнительно редко и,
попадая в речные наносы, частицы сидерита быстро окисляются и в
конечном итоге замещаются лимонитом. Частично окисленный сиде-
рит приобретает парамагнитные свойства и при фракционировании
шлихов проходит в электромагнитную фракцию.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в дитригонально-ска-
теноэдрическом виде симметрии. Кристаллы, имеющие обычную для
сидерита форму ромбоэдров, и их обломки в россыпях наблюдаются
исключительно редко. Чаще всего он встречается в виде угловатых
и слаб'оокатанных зерен (табл. 36. фиг. 3 и 4), частиц тонкозерни-
стого сложения, реже в форме обломков, ограниченных поверхностя-
ми спайности.
Наблюдается также в виде мелких округлых или неправильных
стяжений, имеющих радиально-волокнистую структуру и часто содер-
жащих примесь глинистого или углистого материала, тонкорассеян-
ного марказита, гидроокислов железа и др.
Окраска непостоянная (зависит от степени окисленности и при-
месей): белая, серовато-желтая, буро-коричневая, бурая, темно-серая,
часто пятнистая. В порошке белый или желтоватый. Блеск стеклян-
ный, на плоскостях раскола по спайности иногда с перламутровым
отливом. Просвечивает в краях зерен, иногда полупрозрачен. Спай-
ность совершенная по (ЮИ), излом неровный. Уд. вес 3,5—3,9.
Тв. 3,5—4. Хрупок, раздавливается легко.
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) про-
зрачен, часто пятнисто окрашен в желтоватый и буроватый цвета.
Одноосный отрицательный. Показатели преломления колеблются в за-
висимости от содержания примесей. No = 1,790—1,875; №=1,560—
1,633; No—Ne = 0,230 0,242. На плоскостях спайности по ромбоэдру
Ne' = 1,690 —1,765. Не люминссцирует.
В НС1 и HNO3 на холоду ’медленно растворяется, при нагревании
со вскипанием; солянокислый раствор минерала окрашивается в зеле-
182
новато-желтый цвет. П. п. тр. чернеет и сплавляегся в магнитный ко-
ролек.
Коренные месторождения сидерита весьма многочисленны и раз-
нообразны. Он широко распространен во многих глинистых породах,
особенно в глинах, обогащенных растительными остатками и пирити-
зириванных; в отложениях озер и болот, в битуминозных известковых
осадках, в углистых сланцах, углях и в других осадочных образова-
ниях, характеризующихся восстановительной обстановкой накопления
осадков. В виде метасоматических жил и залежей встречается в из-
вестняках и доломитах; часто присутствует в качестве жильного мине-
рала в гидротермальных сульфидных месторождениях различных
генетических типов. Как вторичный минерал встречается >в метамор-
фических железорудных месторождениях, а также в тальковых и
тальково-хлоритовых сланцах, в гидротермально измененных основ-
ных вулканогенных породах и во многих других типах месторождений.
Доломит CaMg(CO3)2
При разделении шлихов бромоформом доломит в большинстве
случаев остается в легкой фракции, но в техническом бромоформе
(с удельным весом менее 2,9) иногда погружается и проходит в тя-
желый концентрат шлиха. Особенно часто в тяжелую фракцию
попадает железистый доломит, характеризующийся повышенным удель-
ным весом.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в ромбоэдрическом
виде симметрии. В россыпях обычно встречается в виде таблитчатых
зерен, ограниченных поверхностями спайности (табл 36, фиг. 5),
неправильных угловатых или слабоокатанных зерен, частиц тонко-
зернистого сложения и очень редко в виде кристаллов ромбоэдриче-
ского облика.
Цвет белый, буроватый, желтоватый, светло-серый, иногда голу-
боватый и розоватый; в порошке белый. Просвечивает в краях, иногда
прозрачен. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по {1011} . Из
лом ступенчатый, иногда ровный. Хрупок, раздавливается легко
Тв. 3,5—4. Уд. вес колебнется от 2,85 для чистого доломита до 2.95—
3,00 для железистых его разновидностей.
Под микроскопом прозрачен и бесцветен; иногда зонально окра-
шен в сероватый и буроватый цвет. Часто обнаруживает двойниковое
строение (двойники по {0001}, реже по {1010}).
Одноосный отрицательный. Показатели преломления и двупре-
томления варьируют в зависимости от состава минерала от No= 1,679
и А'е-= 1.500 для чистого доломита до No= 1,702 и Ne —1,514 для же-
лезистого доломита (при 12,5 4 FeCO3). На плоскостях ромбоэдриче-
ской спайности Ne'= 1,588—1,600. No—A4 = 0,179—0,188.
В ультрафиолетовом свете некоторые разновидности доломита
слабо люминесцируют белым, голубоватым, желтым и красноватым,
в катодных лучах — оранжевым и красновато оранжевым. В НС1 на
холоду разлагается медленно, при нагревании со вскипанием. Перед
паяльной трубкой неплавок, раскаливается до яркого свечения.
В россыпях доломит сохраняется редко ввиду заметной раство-
римости этого минерала в грунтовых (особенно углекислых) водах.
Месторождения доломита приурочены главным образом к оса-
дочным породам, в которых доломит, наряду с кальцитом, является
важным породообразующим минералом. Встречается также в виде
вторичного минерала, образуя залежи и неправильные метасомати-
ческие тела в известняках. В небольших количествах известен во мно-
гих жильных гидротермальных месторождениях, а также среди про-
дуктов гидротермального изменения серпентинитов.
183
Церуссит PbCO3
Церуссит относится к числу довольно нестойких в условиях пере-
носа минералов, обладает малой миграционной способностью и в за-
метных количествах в россыпях встречается лишь в непосредственной
близости от коренных его месторождений, главным образом в элюви-
альных, делювиальных и ложковых отложениях. Встречается в виде
кристаллов, их обломков, зернистых и скрытокристаллических агрега-
тов и различных модификационных форм, возникающих в процессе
окатывания.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. Кристаллы чаще всего таблитчатые по {010}
с подчиненным развитием граней призм {НО}, (021} и {(01} (табл 37,
фиг. 1 и 2) Реже наблюдаются кристаллы дипирамидально-призмати-
ческого облика, образованные комбинацией {010}, {110}, {111} и {021}
(табл. 37, фиг. 3 и 6). Двойники и тройники прорастания по (НО)
весьма обычны (табл. 37, фиг. 4 и 5). Вследствие двойникования кри-
сталлы церуссита часто приобретают псевдогексагональный облик 'и
образуют звездчатые агрегаты или более сложные кристаллические
группы с общей псевдогексагональной симметрией
Обычно наблюдается в виде удлиненных, пластинчатых или не-
правильных угловато окатанных зерен, а также в виде частиц тонко-
зернистого и плотного сложения, обломков почковидных натечных
форм и скрытокристаллических масс, часто содержащих примесь дру-
гих минералов — лимонита, англезита, галенита (табл. 37, фиг. 7 и 8).
Цвет различный: в кристаллах и зернах белый, сероватый и жел-
товатый, в скрытокристаллических массах белый, буровато-желтый,
коричнево-бурый (от примеси’лимонита), грязно-зеленый (от малахи-
та), серый и темно-серый (от примеси окисленных сульфидов и гид-
роокислов марганца). В порошке белый с теми или иными оттенками
В кристаллах и зернах часто прозрачен или просвечивает. Блеск
сильный алмазовидный на гранях и в изломе кристаллов, тусклый
жирный для агрегатов.
Спайность заметная по {НО} и {021}, излом неровный до рако-
В'инчатого. Тв. 3—3.5. Хрупок, раздавливается легко. Уд. вес 6,0—6,5.
Под микроскопом в порошке прозрачен и обычно бесцветен, иног-
да загрязнен бурыми гидроокислами железа и непрозрачными вклю-
чениями сульфидов. Часто обнаруживает секториальное микродвой-
никовое строение.
Двуосный отрицательный. 2V--(—) 8 —10°, дисперсия угла опти-
ческих осей r>v сильная. Удлинение относительно наилучше выра-
женных спайных ограничений отрицательное. Ng = 2,Q8-, Nm = 2,07;
Др =1,80; Ng-—Др = 0,28.
В ультрафиолетовом свете в большинстве случаев люминесцирует
с различной интенсивностью желтым (изредка голубовато-белым),
в катодных лучах — голубым.
В НС1 медленно разлагается с образованием рыхлого творожи-
стого осадка РЬСЬ; в разбавленной HNO3 разлагается со вскипанием.
В капле НС< на цинковой пластинке покрывается темно-серой пленкой
восстановленного свинца. П. п. тр. плавится очень легко, на угле дает
блестящий ковкий королек свинца.
В призматических кристаллах сходен с стронцианитом и англези-
том (отличие по блеску и оптическим свойствам, от англезита также
по поведению в HNOs), в пластинчатых кристаллах и их обломках
с каламином, иногда баритом (отличие по оптическим свойствам и по-
ведению в HNO3), в скрытокрисгаллических массах и натечных фор-
мах с англезитом, смитсонитом и каламином.
Широко распространен в зонах окисления полиметаллических
свинцово-цинковых и некоторых других сульфидных месторождений,
184
где встречается в тесной ассоциации с англезитом, лимонитом, мала-
хитом, азуритом, каламином, иногда смитсонитом, пироморфитом и
вульфенитом. Эти же минералы, а также галенит, куприт и окислен-
ный пирит часто сопровождают церуссит и в россыпях.
Стронцианит SrCO3
Сравнительно редкий минерал россыпей, встречающийся преиму-
щественно в районах распространения глинистых и мергелистых
(иногда гипсоносных п соленосных) осадочных пород, а также неко-
торых типов сульфидных гидротермальных месторождений. Химиче-
ский состав непостоянен, обычными примесями являются Са и Ва,
реже РЬ и некоторые др.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбопирамидаль-
ьом виде симметрии. Кристаллы редки. Они имеют псевдогексаго-
пальный облик, призматические по [001] (табл. 38, фиг. 1) и часто
сдвойникованы по (110).
В россыпях встречается чаше всего в виде обломков, листоватых
и параллельно-волокнистых агрегатов, напоминающих агрегаты во-
локнистого гипса, а также в виде частиц сплошного или тонкозерни-
стого сложения, остроугольных или угловато окатанных.
Цвет белый, реже зеленоватый, желтоватый и красноватый, в по
рошке белый. Блеск слабый стеклянный, у волокнистых разновидно-
стей иногда с шелковистым отливом. Полупрозрачен или просвечи-
вает, редко вполне прозрачен.
Спайность заметная по {ПО}, неотчетливая по {02!}. Излом не-
ровный до раковинчатого. Тв. 3,5. Весьма хрупок, раздавливается
легко. Уд. вес 3,6—3,8, понижается с увеличением содержания СаО.
Под микроскопом в иммерсионном препарате вполне прозрачен,
бесцветен, часто обнаруживает полисинтетическое микродвойникова-
ние. Двуосный, отрицательный. 2К=(—)7—8°. Плоскость NgNp (010),
удлинение отрицательное. Ng = 1,668; Nm= 1,666; Nm= 1,519; Ng—Np=-~
= 0,149.
В ультрафиолетовом свете обычно люминесцирует белым, голубым,
желтым, красно-розовым, в катодных лучах — красным.
В кислотах разлагается с вскипанием. П. п.тр. неплавок, вспучи-
вается, сильно светится; предварительно смоченный НС1 окрашивает
пламя в красный цвет.
В россыпях наиболее сходен с арагонитом, витеритом, целести-
ном. От первых двух минералов отличается оптическими свойствами
и окрашиванием пламени, от целестина — поведением в кислотах и оп
тическими свойствами.
Большинство первичных месторождений стронцианита относится
к числу низкотемпературных гидротермальных, формирующихся
вплоть до стадии близповерхностных холодных растворов. В сопро-
вождении барита и целестина стронцианит встречается в кальцито-
вых, кальцито-баритовых и сульфидно-карбонатных жилах, залегаю-
щих в известняках. Образует стяжения и мелкие прожилки в
гипсоносных и соленосных глинах, мергелях, известняках, доломитах
и других осадочных породах.
Малахит Сиг(СОз) (ОНД
Довольно обычен в россыпях, формирующихся в районах распро
странения меднорудных месторождений различных генетических типов
(скарновых, гидротермальных, медно-порфировых, связанных с мас-
сивами вторичных кварцитов, месторождений типа медистых песча-
ников и др.).
185
Кристаллизуе!ся в моноклинной сингонии В россыпях встреча-
ется в виде частиц плотного или скрытокристаллического сложения,
обломков скорлуповатых и почковидных натечных форм, имеющих ха-
рактерную радиально-волокнистую структуру, в виде корковидных
стяжений и землистых агрегатов, в которых малахит присутствует
в смесях с другими минералами. Нередко наблюдается в виде окатан
вых и угловато окатанных частиц (табл. 38, фиг. 2 и 3). Изредка встре-
чаются псевдоморфозы малахита по куприту (октаэдрические формы),
халькопириту (тетраэдры и неправильные зерна), айкиниту (шесто-
вагые формы), самородной меди.
Цвет зеленый с голубоватым или сероватым оттенком; в порошке
бледно-зеленый. Блеск от матового до алмазовидного, у волокнистых
разновидностей шелковистый Непрозрачен. Спайность в агрегатах не-
заметная, излом неровный, иногда раковинчатый. Тв. 3,5—4. Уд. вес
около 4.
Под микроскопом в иммерсионном препарате обычно агрегатно
поляризует. В ясно индивидуализированных зернах прозрачен; дву-
осный отрицательный. 2У=-(—) 40—45°; дисперсия угла оптических
осей v>r заметная. Удлинение отрицательное; погасание относитель-
но волокон косое, c:Np около 23°. Иногда бывает заметна спайность
в двух направлениях под углом около 60е. ^=1,910; Nm = 1,815;
/Vp= 1,655; Ng—Np = Q,255. Полихроизм от бледно-желто-зеленого по
Np до темно-зеленого по Ng.
Не люминесцирует. В разбавленных НС1 и HNOs разлагается
с вскипанием; от прибавления NH4(OH) раствор окрашивается в си-
ний цвет. Смоченный НС1 окрашивает пламя спиртовки в голубовато-
синий цвет. П. п. тр. чернеет >и плавится.
По внешнему виду сходен с более редкими, чем малахит, хризо-
колл ?й, либетенитом, элитом, оливинитом и другими основными фос-
фатами и арсенатами меди Наиболее престо отличается от них пове-
дением в кислотах.
Широко распространен в зоне окисления медных сульфидных ме-
сторождений самых различных генетических типов; во многих осадоч-
ных породах встречается как продукт окисления сульфидов меди (в
песчаниках), а также в качестве новообразования (в мергелях, изве-
стняках) .
Азурит Си3(СО3)2(ОН)2
В россыпях встречается совместно с малахитом, но обычно значи-
тельно реже, чем последний.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. Облик кристаллов корсгкопризматический по [001] или
по [100], также таблитчатый по {0oi}. В россыпях встречается в виде
неправильных зерен, обтомков кристаллов, а также частиц, имеющих
зернистое, радиально лучистое или плотное скрытокристаллическое
сложение (табл 38, фиг. 4).
Цвет синий, черно-синий, для землистых разновидностей — светло-
и серовато-синий. Цвет в порошке голубой. Блеск стеклянный, на
призматических гранях иногда алмазовидный. Обычно непрозрачен,
в тонких зернах иногда просвечивает. Спайность ясная по {001}, по
{100} несовершенная. Излом неровный. Тв. 3—4; хрупок, раздавли-
вается легко. Уд. вес 3,75—3,90.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачен. Пло-
скость NgN'pl. (010); с 1^=12—13°. Погасание по отношению к спай-
ным ограничениям зерен прямое, удлинение отрицательное. Двуос-
ный положительный, 2Н=(н-) 65—70°, дисперсия угла оптических
осей г>о заметная. Ng= 1,835—1,838; Nm= 1,754—1,758; Np= 1,728—
1,730; Ng — ДД-=0,108. Не люминесцирует. В кислотах разлагается со
186
вскипанием. Смоченный НС1 окрашивает пламя спиртовки в голу-
бой цвет. Распространен в тех же типах месторождений, что и мала-
хит, и встречается в тесной ассоциации с последним, часто во взаим-
ных срастаниях.
Бисмутит (базобисмутит, бисмутосферит) Bi2(CO3)O2aq
В качестве примесей (возможно механических) часто присутст-
вуют Си, Pb, Fe, а также адсорбционная вода. Бисмутит — редкий
минерал россыпей.
Сингония точно не установлена, вероятно, тетрагональная. Встре-
чается в виде угловатых или слабоокатанных частиц скрыгокристал-
лического сложения, плотных (опаловидных) масс, радиально- или
параллельно-волокнистых, а также неясночешуйчатых агрегатов.
Обычны также шестоватые зерна, представляющие собой псевдомор-
фозы бисмутита по висмутину и другим висмутсодержащим минера-
лам (табл. 38, фиг. 5—8).
Окраска различная: буровато-желтая, серая, зеленовато-серая,
бледная, серовато-зеленая, голубовато-серая (от примеси соединений
меди), темно-серая; цвет порошка белый пли сероватый. Блеск от
матового и воскового в плотных массах до стеклянного, иногда с шел-
ковистым или перламутровым отливом, в кристаллических агрегатах.
Хрупок. Тв. 3—3,5. Уд. вес варьирует от 6,1 (для землистых скопле-
ний) до 7,9 (для плотных масс и кристаллических агрегатов). Просве-
чиваете различной степени
Под микроскопом обычно бесцветен, реже бледно окрашен в жел-
товатые или зеленоватые тона Спайность по пинакоиду, заметная под
микроскопом только в ясно индивидуализированных зернах. Одноос-
ный отрицательный. Угасание относительно волокон прямое, отрица-
тельное. Показатели преломления и сила двойного лучепреломления
варьирует в зависимости от содержания воды: Уе=1,94—2,1; No —
= 2,12—2,30; No—Ne около 0,18 (иногда снижается до 0.08—0,09).
В ультрафиолетовых и катодных лучах не люминесцируе;. В кис-
лотах растворяется с выделением СО2. П. п. тр. легко сплавляется
в хрупкий блестящий королек висмута. С, К1 и S при нагревании па
угле дает красный налет.
Бисмутит является вторичным минералом и образуется в зоне
окисления сульфидных месторождений за счет висмутина, самород-
ного висмута, тетрадимита и некоторых других висмутсодержащих
минералов. Остатки этих минералов нередко сохраняются внутри
зерен бисмутита.
В россыпях бисмутит сопровождается топазом, касситеритом,
арсенопиритом, лимонитом, скородитом, малахитом, флюоритом, из-
редка крокоитом, пироморфитом, эритрином, самородным серебром,
церусситом, а также монацитом и шеелитом.
Целестин SrSO4
Целестин — редкий минерал россыпей, встречающийся в них в со-
провождении марказита, ангидрита, доломита, изредка барита, сиде-
рита, пирита, сфалерита, галенита и некоторых других минералов.
В качестве примесей обычно содержит Ва (до нескольких %),
редко Са.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбо-дипирамидаль-
ном виде симметрии. Кристаллы призматические по [100], изредка
столбчатые по [001], реже таблитчатые; по характеру развития граней
и общему облику сходны с кристаллами барита (табл. 40 фиг. 1, 2).
187
В россыпях обычно наблюдается в виде обломков кристаллов,
угловатых или частично окатанных зерен (табл. 40, фиг. 3). Изредка
встречаются хорошо окатанные зерна целестина.
Обычно бесцветен, реже белый, красноватый, буроватый, бледно-
голубой и зеленоватый с зональным распределением окраски. В по-
рошке— белый. Прозрачен в различной степени, в частицах агрегат-
ного сложения иногда лишь слабо просвечивает в тонких краях.
Спайность совершенная по {001} и {210}, Излом неровный, от
ступенчатого до неправильного. Тв. 3. Раздавливается легко. Уд. вес
3,95—4,00.
В иммерсионном препарате прозрачен и обычно бесцветен. Мак-
роскопически густо окрашенные зерна слабо полихроируют в голубо-
ватых и зеленоватых тонах.
Двуосный положительный. 2К=( + )50°. Оптическая ориенти-
ровка и xapaKiep коноскопичсских разрезов на плоскостях спайности
такие же, как у барита. Ng= 1,631; Nm= 1,624; АД—1,621; двупрелом-
ление в зернах, лежащих на поверхности наилучшей спайности,
0,006—0,008.
В ультрафиолетовых лучах различной длины волны слабо люми-
несцируют белым, желтоватым или розоватым.
В кислотах практически нерастворим. П. п. тр. растрескивается и
сплавляется в белую эмалевидную массу; смоченный НС1 окрашивает
пламя в интенсивный розово-красный цвет.
По форме кристаллов и зерен, а также некоторым физическим
свойствам, наиболее сходен с баритом и ангидритом; отличается от
обоих минералов по реакции окрашивания пламени, а также по вели-
чине показателей преломления.
Коренные месторождения целестина приурочены главным обра-
зом к осадочным породам — известнякам, доломитам, мергелям, гип-
соноспым п соленосным глинам, в которых целестин присутствует
в виде отдельных стяжений, прожилков и неправильных скоплений.
Изредка целестин встречается в низкотемпературных гидротермаль-
ных месторождениях совместно с карбонатами, флюоритом, стронциа-
нитом, галенитом, сфалеритом и другими сульфидами.
Барит BaSO4
Барит — довольно распространенный минерал россыпей, в некото-
рых районах иногда преобладающий в тяжелой неэлектромагнитной
фракции шлихов.
Наиболее обычными примесями в природных баритах являются
Sr и Са, содержание которых иногда достигает нескольких процентов,
a Sr — до 20% (барито-целестин).
В качестве изоморфной примеси иногда устанавливается РЬ
(обычно в следах, иногда до 15% и более, в так называемом хокуто-
лите), а в баритах агрегатного сложения часто присутствуют Fe, Zn
Hg, Ag, Si, Мп и другие элементы, связанные с механическими приме-
сями.
В россыпях встречается в виде кристаллов, их обломков, непра-
вильных зерен, обломочных частиц тонкозернистого сложения и в ви-
де различных модификационных форм, возникающих в процессе ока-
тывания кристаллов и зерен.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирампдаль-
ном виде симметрии. Кристаллы обычно относятся к одному из сле-
дующих грех морфологических типов.
1. Таблитчатые до пластинчатых с сильно развитыми гранями
{001}, в комбинации с которыми обычно присутствуют {21 >}, {011},
(101}, {102}, иногда пинакоиды {010} и {1С0}, В зависимости от ха-
188
рактера развития кристаллов и комбинаций названных второстепен-
ных форм выделяются два подтипа.
А. Таблитчатый. Кристаллы образованы сильно развитыми граня-
ми пинакоида {00i} и подчиненными им гранями призмы {210}; углы
между последними составляют приблизительно 78°30' и 101°30z
(рис. 55, а; табл 39, фиг 1).
Б Дощатый. Кристаллы вытянуты по второй кристаллографиче-
ской оси и образованы преобладающими гранями {001}, сильно раз-
витыми поверхностями призм второго рода {101} и {102} и в подчи-
ненном развитии гранями (210} и {101} (рис 55, б, в; табл. 39, фиг. 2).
Рис 55 Типы кр1сталлов барита
а — таблитчатый (Казахстан), б и в — дэщатыл (Средняя Азия), г — дипирамидаль-
ио приз татический (Сесерныи Ка^ьаз), а — призматический (Урат)
Кристаллы этого типа иногда не полностью образованы, искрив-
лены и часто собраны в субпараллельные сростки, гребенчатые и пла-
стинчато-лучистые агрегаты. Эта морфологическая разновидность ба-
рита распространена в наиболее низкотемпературных его месторож-
дениях— в гидротермальных, а также в экзогенных, приуроченных
к зонам окисления некоторых сульфидных месторождений, к образо-
ваниям коры выветривания, почвам, инфильтрационным месторожде-
ниям в известняках.
2. Дипирамидально-призматичсские кристаллы, вытянутые по
[100]. Габитусными гранями являются {011} и {101}, в комбинации с
которыми часто присутствуют {001}, иногда 1010} и {102} (рис. 55, а)
Кристаллы барита такого типа характерны для гидротермальных
сульфидных месторождений.
3. Столбчатые кристаллы, удлиненные по [001]. Наибольшее раз-
витие в этом морфологическом типе приобретают призмы третьего
рода {210}, {410}, {810} и др., также пинакоид {001} (рис. 55,6)
Изредка и в подчиненном развитии присутствуют грани {101} и {011}.
Этот тип кристаллов барита часто встречается в гидротермальных
месторождениях гематита и пиролюзита, характеризующихся малым
содержанием сульфидов и относительно высокотемпературными усло-
виями рудоотложения.
Наиболее обычной формой нахождения барита в россыпях яв-
ляются угловатые или частично окатанные зерна, ограниченные по-
верхностями раскола по спайности (табл. 39, фиг. 3 и 4), а также
частицы агрегатного сложения — тонкозернистого, волокнистого
(табл. 39. фиг. 5) или скрытокристаллического (табл. 39, фиг. 6)
В кристаллах барит иногда бесцветен или окрашен в молочно-
белый или серый цвет (табл. 39, фиг. 1, 4), реже зеленоватый, голу-
боватый и буроватый В неокристаллизоваиных зернах и агрегатах —
189
белый, серый, коричнево-красный, бурый — в зависимости or приме-
сей. В порошке белый с тем или иным оттенком.
Прозрачен или просвечивает; в окрашенных скрытокристалличе-
ских агрегатах иногда непрозрачен. Блеск стеклянный, в изломе на
поверхностях спайности иногда с перламутровым отливом, а для во-
локнистых разновидностей с шелковистым; обломки скрытокристал-
лического сложения часто имеют слабый восковой блеск. Спайность
совершенная по {001} и {210}, заметная по (010). Излом неровный.
Тв. 3—3,5. Весьма хрупок, раздавливается легко. Уд. вес 4,3—4,5.
Под микроскопом прозрачен н обычно бесцветен; в окрашенных
разновидностях иногда слабо полихроирует в желтоватых, коричневых
и лиловатых тонах.
Двуосный положительный, 2V=( + )36—37°. Оптическая ориен-
тировка: Ng\\ [100], АрЦ [001]; в зернах, ограниченных поверхностями
спайности и лежащих на (001), наблюдаются симметричное угасание
и выход тупой биссектрисы. Ng = 1,648; Nm= 1,637; Np= 1,636;
Д/g-—Ар = 0,011—0,012. В иммерсионной жидкости с л= 1,636 отчетли-
вая псевдоабсорбция.
В ультрафиолетовом свете большинство зерен барита люминесци-
рует белым или розовым.
В кислотах нерастворим. Неплавок; смоченный НС1 при прокали-
вании окрашивает пламя в желтовато-зеленоватый цвет.
По форме кристаллов сходен с целестином и ангидритом; в не-
правильных зернах и частицах агрегатного сложения иногда сходен
с карбонатами, апатитом, шеелитом, дистеном. От всех названных
минералов барит легко отличается по своим оптическим свой-
ствам.
Первичные месторождения барита многочисленны и относятся к
нескольким генетическим типам. В качестве сопутствующего нерудного
минерала он широко распространен в гидротермальных (средне- и низ-
котемпературных) месторождениях различного характера: в сурьмя-
по-ртутных, свинцово-цинковых, гематито-сидеритовых. Барит в со-
провождении кальцита, иногда флюорита и витерита, кварца и незна-
чительной примеси сульфидов, образует существенно баритовые жи-
лы, обычно приуроченные к толщам эффузивных и пирокластических
пород. Совместно с карбонатами и другими минералами выделяется
в инфильтрационных месторождениях, залегающих в известняках. Об-
разуется в глинистых и песчанистых отложениях (особенно обогащен-
ных гидроокислами Fc и Мп) в виде конкщцпй и стяжений, а иногда
выделяется и в цементе обломочных пород. Широко распространен
в коре выветривания различных горных пород, выделяется в почвах
и наносах в районах с жарким и засушливым климатом (вместе с
гипсом, ангидритом, гидроокислами железа); образуется в зонах
окисления сульфидных месторождений.
Англезит PbSO4
Редкий минерал, встречающийся преимущественно в районах
распространения свинцово-цинковых гидротермальных месторождений.
Вследствие высокого удельного веса и нестойкости в условиях пере-
носа, англезит имеет небольшой ареал рассеяния и обычно концентри-
руется поблизости от выходов рудных тел, преимущественно в делю-
виальных и ложковых россыпях. Сопровождается здесь лимонитом, це-
русситом, малахитом, иногда галенитом, купритом, пироморфитом,
крокоитом, каламином, смитсонитом, вульфенитом и другими мине-
ралами.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. По общей форме кристаллы англезита сходны
190
сравнительно недале-
также в сиде обло-
Рис 56 Кристалл англе-
зита, Казахстан
? кристаллами барита. Наиболее распространены призматические
кристаллы, удлиненные по [100] и образованные комбинацией преоб-
ладающих граней {011] в сочетании с гранями {210}, {НО} и {001]
(рис 56). Реже встречаются кристаллы, вытянутые по [010], а также
столбчатые формы, характеризующиеся преобладающим развитием
{210] и реже {001}. Грани {210} часто несут вертикальную штри-
ховку.
Наиболее обычной формой нахождения англезита в россыпях яв-
ляются удлиненные или таблитчатые зерна, ограниченные поверхно-
стями спайности, угловатые или частично окатанные (табл. 40, фиг. 4).
Окатывается сравнительно легко, особенно в крупных зернах, иногда
приобретающих округлые очертания даже при
ком переносе (порядка 1—2 км}. Наблюдается
мочных частиц агрегатного сложения, иног ia
заключающих реликты галенита, и в виде облом
ков натечных форм и плотных масс, обычно в
смеси с другими минералами (лимонитом, церус-
ситом) .
Окраска непостоянная, обычно белая, реже
светло-серая, желтоватая, голубовато-зеленая,
темно-серая (от примеси сульфидов), коричне-
вая и бурая (от лимонита), грязно-зеленая (оi
малахита).
В порошке белый с тем или иным оттенком.
Полупрозрачен и hi просвечивает, иногда вполне
прозрачен. Блеск ог алмазовидного па гранях кристаллов и плоскостях
спайности до жирного. Спайность по {001} и {210} ясная; излом неров-
ный, полураковинчатый. Тв. 2,5—3. Весьма хрупок, раздавливается
легко. Уд. вес 6,2—6,4.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачен и бес-
цветен. Плоскость оптических осей (010), AgHflOO], Двуосный поло-
жительный; 2Г=( + ) 75°. В спайных выколках обычно имеет симмет-
ричное угасание, давая коноскопическую фигуру разреза, перпендику-
лярного к тупой биссектрисе1. Ng = 1,894; Am =1,883; Np = 1,877;
yVg-—7Vp = 0,017, в разрезах по главной спайности Ng -Am = 0,011.
В ультрафиолетовых лучах различной длины волны люминесци-
руег желтым, реже розоватым и белым; в катодных лучах — голубым
В обычных кислотах практически нерастворим1 2. Смоченные раство-
ром (МНДгСОз зерна англезита покрываются белой пленкой РЬСО„,
а смоченные водным раствором KJ или бихромата калия — желтой
пленкой двуйодистого или двухромово-кислого свинца3, П. п. тр пла-
вится, давая королек свинца.
В неправильных зернах и частицах агрегатного сложения сходен
с шеелитом, церусситом, смитсонитом. От двух последних минералов
англезит легко отличается по поведению в кислотах, а в иммер-
сионном препарате — значительно более низким двупреломлением; от
шеелита отличается характером спайности, двуосностыо, пленочными
реакциями на РЬ.
Англезит широко распространен в зоне окисления сульфидных
гидротермальных месторождений (свинцово-цинковых и полиметалли-
ческих) и является здесь одним из наиболее обычных продуктов разру-
шения галенита.
1 В зернах, лежащих на ытоскостях спайности по (001), что в иммерсионном пре-
парате бывает чаще всею
2 При нагревании частично разлагаетсч HNOs
3 Пленочная реакция с К2СГ9О7 отчетливее получается в присутствии Na(OH)
191
Ангидрит CaSO4
В аллювиальных отложениях ангидрит встречается довольно ча-
сто, но распространен почти исключительно в областях развития со-
леносных осадочных формаций, а также рыхлых обломочных накопле-
ний некоторых районов, характеризующихся жарким и засушливым
климатом. Вследствие своей химической неустойчивости и легкой раз-
рушаемости, ангидрит сравнительно быстро выпадает из сферы пере-
носа и встречается лишь в современных россыпях, формирующихся
в непосредственной близости от мест образования этого минерала.
В обломочных отложениях и в россыпях встречается в виде кри-
сталлов, их обломков, таблитчатых или неправильных зерен, как пра-
вило, не обнаруживающих признаков окатывания. Наблюдается так-
же в виде обломочных частиц, имеющих агрегатное (тонкозернистое,
параллельно-шестоватое, волокнистое, листоватое) сложение.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. Кристаллы имеют призматический облик, обычно
вытянуты по [100] и внешне иногда напоминают кристаллы барита
(табл. 40, фиг. 5).
Бесцветен, также белый, буроватый, красноватый, голубовато-се-
рый, иногда темно-серый (от включений глинистого материала). Про-
зрачен или просвечивает. Блеск стеклянный, иногда с перламутровым
отливом на плоскостях спайности. Спайность в трех направлениях:
по {010} совершенная, по {1-М и {001} ясная. Раздавливается легко
Тв. 3, уд. вес 2,9—3,0.
Поц микроскопом двуосный положительный; 2К=( + )44°. Часто
обнаруживает полисинтетическое двойникование. Оптическая ориенти-
ровка: Ngi[ [001], Np\\ [010], Nmll [100]; угасание в спайных обломках
прямое. На плоскостях наиболее совершенной спайности коноскопиче-
ская фигура отвечает разрезу, перпендикулярному к тупой биссек-
трисе. Ng = 1,614; Nm= 1,575; Np = 1,570; Ng—7Vp = 0,044. В разрезах
по наилучшей спайности Ng—Am = 0,039. Не люминесцирует.
В IIC1 и HNO3 нерастворим, при кипячении медленно разлагается
в H2SOi. П. п. тр. сплавляется в белую эмалевидную массу.
От сходных с ним в шлихах барита и целестина легко отличим
по своим оптическим свойствам (в частности, по высокому двупре-
ломлению) .
Первичные месторождения ангидрита приурочены главным обра-
зом к осадочным породам, где этот минерал широко распространен
в соленосных гидрохимических отложениях. Часто встречается (вме-
сте с гипсом, иногда баритом) в почвах засушливых и пустынных
районов (большей частью в сростках шестоватых и призматических
кристаллов); как редкость наблюдается в гидротермальных рудных
месторождениях, а также в качестве продукта отложения горячих
водных растворов в измененных основных вулканогенных и пирокла-
стических породах (в ассоциации с пренитом, цеолитами, халцедоном,
кальцитом,тальком).
Шеелит CaWO4
Шеелит должен быть отнесен к числу довольно обычных минера-
лов россыпей, хотя встречается далеко не повсеместно и преимущест-
венно в районах распространения гранитных интрузий. В химическом
отношении обычно соответствует формуле; в качестве примесей иногда
содержит Мо, Си, очень редко Y и Се.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии в тетрагонально-ди-
пирзмидальном виде симметрии. Облик кристаллов дипирамидальный,
псевдооктаэдрический, обусловленный преобладающим развитием
192
граней основной дипирамиды (111} (табл. 41, фиг. 1). Изредка в ка-
честве притуплений присутствуют грани {101}, {131} и других
форм.
В россыпях встречается в виде обломков, ограниченных поверх-
ностями спайности, в изометрических или неправильных в различной
степени окатанных зернах (табл. 41, фиг. 2—4), обломках частиц тон-
козернистого сложения и очень редко в виде кристаллов.
Цвет серовато- или желтовато-белый, реже зеленоватый и буро-
ватый, в порошке белый. В мелких зернах и в краях осколков обычно
просвечивает, иногда прозрачен. Блеск жирный или стеклянный. Спай-
ность по {111} заметная, излом неровный. Тв. 4,5. Хрупок, раздавли-
вается средне. Уд. вес 6,0.
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) бес-
цветен. Одноосный положительный. No= 1,918—1,920; Ne= 1,934—
1,937; Ne—Лго = 0,016—0,017. В катодных лучах и в коротковолновом
ультрафиолетовом свете ярко люмпнесцирует голубым, белым, зеле-
новато- и голубоваго-белым.
В ПС! и HNO3 при нагревании разлагается с выделением желтой
трехокисл вольфрама; при кипячении с Zn, Sn или SnCi2 солянокис-
лый раствоп шеелита и его зерна окрашиваются в синий цвет (табл. 41,
фиг. 5).
При визуальном определении минерального состава шлихов и
концентратов за шеелит могут быть ошибочно приняты непрозрачные
разновидности барита, апатита, англезита, карбонаты, белый гроссу-
ляр, иногда обломки молочно-белого сфена. Наиболее надежным при-
знаком, отличающим шеелит от всех сходных с ним минералов, явля-
ются люминесцентные свойства шеелита и его высокий показатель
преломления при низком («кварцевом») двупреломлении и одноосной
положительной коноскопической фигуре.
Важнейшие коренные месторождения шеелита приурочены к
скарнам, контактово-метасоматическим образованиям, возникающим
на границе карбонатных пород и внедрявшихся в них гранитных ин-
трузий. Здесь шеелит сопровождается кальциево-железистыми грана-
тами, диопсидом, эпидотом, волластонитом, магнетитом, нередко суль-
фидами (молибденитом, халькопиритом, пирротином, пиритом, цин-
ковой обманкой, арсенопиритом).
Часто встречается вместе с вольфрамитом в кварцевых, а также
в высокотемпературных сульфидно-кварцевых жилах, генетически
связанных с гранитоидами.
Вульфенит РЬ(МоО4)
В качестве примесей иногда устанавливаются Са, W, изредка Сг,
V и Си.
Вульфенит — редкий минерал россыпей, встречающийся в райо-
нах распространения свинцово-цивксвых месторождений, обычно в не-
посредственной близости от этих последних.
В россыпях наблюдается в виде неправильных угловатых или ча-
стично окатанных зерен, осколков кристаллов, иногда сростков и агре-
гатов и очень редко в виде правильных кристаллов.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в пирамидальном
виде симметрии. Кристаллы толстотаблитчатые с сильно развитыми
гранями пинакоида, уплощенно-дипирамидальные с преобладающим
развитием {102}, а также остро-дипирамидальные, образованные гра-
нями основной дипирамиды {111} и подчиненными им гранями {221},
{331}, {НО}, и других форм. Грани кристаллов часто неровные, ис-
кривленные, изъеденные и матовые. Характерные формы крист ал тов
и зерен вульфенита представлены на фиг 1—5, табл. 42
13 А А Клчаренко 193
Цвет вульфенита желтый, медово-желтый, серовато-желтый, реже
оранжево-желтый и бурый, в порошке желтовато-белый. Блеск на
гранях кристаллов алмазный, но иногда тусклый жирный или воско-
вой; в изломе— алмазовидный или сильный жирный. Просвечивает,
иногда прозрачен. Спайность по (111) средняя, излом неровный до ра-
ковинчатого. Хрупок, раздавливается легко. Тв. 3, уд. вес 6,7—7,0.
Под микроскопом вполне прозрачен. Одноосный отрицательный:
7Vo = 2,38—2,40; Ае=2,28—2,30; No—7Ve=0,098—0,100. Оранжево-
желтые разновидности обнаруживают слабый полихроизм в краснова-
тых и желтых тонах. Схема абсорбции NoNNe. Не люмипеснирует.
Разлагается НС], причем зерна минерала покрываются белой
пленкой двухлористого свинца. П.п.тр, с содой на угле дает королек
свинца. Перл фосфорной соли в восстановительном пламени зеленый
от Мо Раствор сплава вульфенита с содой и"селитрой при кипячении
с металлическим Sn или Zn приобретает буро-красную окраску.
В неправильных зернах за вульфенит могут быть приняты вана-
динит, миметезит и пироморфит, встречающиеся совместно с вульфе-
нитом в некоторых россыпях и сходные с ним по окраске, твердости
и оптическому знаку. От названных минералов вульфенит отличается
сильным двупреломлением, а также отрицательной реакцией на Р, As
и V. От сходного с ним повеллита отличается оптическим знаком
и положительной реакцией на РЬ.
Коренные месторождения вульфенита приурочены к зоне окисле-
ния гидротермальных свинцово-цинковых месторождений, где он ассо-
циирует с лимонитом, малахитом, азуритом, каламином, смитсонитом,
англезитом, церусситом, и некоторыми другими вторичными минера-
лами.
Повеллит СаМоО4
Редкий минерал россыпей. Встречается в них спорадически и преи-
мущественно в районах распространения гранитных интрузий и сопро-
вождающих их контактово-метасоматических (скарновых) сульфидных
месторождений.
В ’россыпях наблюдается в виде неправильных зерен, угловатых
пли окатанных частиц топкозернистого или землистого сложения, иног-
да содержащих примеси других минералов, и очень редко в виде кри-
сталлов и их обломков (табл. 42, фит, 6).
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в пирамидальном ви-
де симметрии. Кристаллы имеют дипирамидальный облик и внешне
подобны кристаллам шеелита.
Цвет повеллита бледно-желтый, зеленовато-желтый, буроватый,
желто-серый; в порошке белый с тем или иным оттенком. Блеск от ал-
мазовидного (на гранях кристаллов) до жирного и матового (для зерен
и землистых частиц). Обычно непрозрачен, иногда просвечивает.
Спайность заметная по {111}, излом неровный или раковинчатый.
Тв. 3—3,5, раздавливается легко. Уд. вес 4,2—4,5.
Под микроскопом прозрачен и обычно бесцветен. Одноосный поло-
жительный. АТ =1,978; Аго= 1,967; Ne—No = 0,011.
В коротковолновых ультрафиолетовых, а также катодных лучах
отчетливо люминесцирует желтым или зеленовато-желтым.
В НС! и HNO3 при нагревании разлагается. П.п.тр. сплавляется
в белую просвечивающую массу.
От сходного с ним вульфенита отличается оптическим знаком, сла-
бым двупреломлением и люминесценцией в ультрафиолетовых и ка-
тодных лучах.
Образуется как продукт разрушения молибденита, преимущест-
венно в скарновых его месторождениях. Изредка встречается в зоне
окисления жильных месторождений молибденита, относящихся к раз-
личным генетическим типам (см. «Молибденит»),
1М
Крокоит PbCrO4
Один из наиболее редких минералов россыпей, встречающийся в
некоторых районах развития ультраосновных пород и сульфидных ме-
сторождений.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. В россыпях наблюдается в виде обломков призматически-
вытянутых и уплощенных шестоватых кристаллов, неправильных угло-
ватых зерен и 'слабоокатанных обломков кристаллических сростков и
агрегатов.
Кристаллы призматические по [001] до шестоватых, образованные
преобладающими гранями {120}, {110} и подчиненными им гранями ос-
новной призмы {111} (табл. 42, фиг. 7). Реже наблюдаются кристаллы
в форме острых вытянутых ромбоэдров, образованные комбинацией
{110} и {401} или других пинакоидов этой зоны.
Цвет крокоита оранжево-красный, в порошке ярко-желтый. Полу-
прозрачен или просвечивает. Блеск алмазный, на поверхности окатан-
ных частиц сильный жирный. Спайность по (ПО) ясная. Тв. 2,5—3.
Весьма хрупок, раздавливается очень легко. Уд. вес 5,8—6,2.
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) обычно
прозрачен и окрашен в бледный оранжево-желтый цвет.
Двуосный положительный; 2V=( + )50—58°. Дисперсия угла оп-
тических осей г>о и наклонная депрессия биссектрис очень сильные
Оптическая ориентировка 7Vm||[010], cNg = 5—7° (на плоскостях спай-
ности cNg' = 2—3°). Полихроизм в красновато-оранжевых и желтых
тонах заметен лишь в толстых зернах. 7Vg' = 2,681; Nm = 2,37; Np — 2,31.
Двупреломление исключительно сильное: Ng—Np = Q,35. Не люмине-
сцирует.
При нагревании разлагается концентрированной НС1, причем зер-
на крокоита покрываются с поверхности рыхлой творожистой оболоч-
кой РЬС12. Смоченный КОН приобретает бурую окраску. П. п. тр. на
угле легко плавится, давая ковкий королек свинца и белесовато-серый
налет вблизи от пробы Перл фосфорной соли с присадкой минерала
изумрудно-зеленый.
В неправильных зернах может быть принят за гуммит, оранжит,
реальгар, иногда за вульфенит. От первых двух минералов отличается
наличием спайности и исключительно высоким двупреломлением, от
реальгара — оптическим знаком и поведением в НС1, от вульфенита —
осностью и реакцией на Ст (по окраске перла буры и фосфорной
соли).
Образуется в зонах окисления свинцово-цинковых, полиметалличе-
ских и других содержащих галенит сульфидных месторождений, рас-
положенных в районах распространения гипербазитов, серпентинитов,
тальково-хлоритовых сланцев и других обогащенных хромом пород
Ассоциирует с церусситом, англезитом, пироморфитом, лимонитом, воке-
лахнитом, скородитом, каламином, малахитом и другими вторичными
минералами. В процессе переноса быстро разрушается и встречается
в россыпях лишь в непосредственной близости от месторождений.
Апатит Саз(РО4)з(Р, ОН, С1)
Химический состав непостоянный. Кроме указанных в формуле
компонентов, в переменных количествах устанавливаются также Na,
Sr, Мп, Fe, Y, Се, Th, U, CO2, S1O2, SO3 и др., замещающие в решетке
апатита Са и соответственно группы (РО,)-3 и F-1. В зависимости
от характера добавочных анионов в серии апатита выделяют три ос-
новных минеральных вида: фторапатит Cas(PO4)3F, хлорапатит
1 Данные для Li-света.
13*- 195
Са5(РО<)зС1 и гидроксилапатит Сад (РО4) 3 (ОН). Сравнительно редким
видом является карбонатапатит (подолит), в котором в качестве до-
бавочного аниона присутствует группа (СО3) ~2- Эти четыре вида яв-
ляются конечными членами обширной и непрерывной изоморфной
серии апатита и могут быть выделены лишь по преобладанию в составе
минерала того или другого из названных компонентов. Из разновид-
ностей фторапатита, наиболее распространенного в этой серии, уста-
новлены марганцовистая (манганапатит), стронцистая (стронциоапатит)
и церистая (саамит).
Апатит широко распространен в обломочных осадках и в тех или
иных количествах встречается почти во всех типах россыпей. Исклю-
чение составляют немногие россыпи, сформированные при участии
процессов интенсивного и длительного истирания обломочного мате-
риала при переносе, либо впоследствии претерпевшие глубокое хими-
ческое выветривание.
В россыпях апатит встречается в виде кристаллов, их обломков,
различно окатанных зерен, а также в виде частиц, имеющих тонко-
зернистое или скрытокристаллическое сложение.
Кристаллизуется в гексагональной сингонии, в гексагонально-ди-
пирамидальном виде симметрии.
Кристаллы обычно дипирамидально-призматические, образованные
преобладающими гранями {1010} и подчиненными им гранями {1011}
(табл. 43, фиг. 1). Грани призмы и дипирамиды часто корродированы
и искривлены. Апатит такого облика обычно происходит из высоко-
температурных магматогенных месторождений Изредка встречается в
столбчатых и таблитчатых кристаллах, характеризующихся сильным
развитием пинакоида {0001}; такой облик кристаллов наиболее харак-
терен для апатита из месторождений жильного типа. Апатит часто
наблюдается также в форме шестоватых кристаллов с неразвитыми
конечными гранями, имеющих неровные или занозистые окончания
Такую форму нередко имеют выделения апатита в филлитах, тальково-
хлоритовых и кристаллических сланцах и в других метаморфических
породах.
Наиболее обычны в россыпях обломки призматических кристаллов,
имеющих в поперечном сечении очертания правильных и неравносто-
ронних шестиугольников (табл. 43, фиг. 2—4), а также остроуголь-
ные или угловато окатанные зерна (фиг. 5, 6). Хорошо окатанные
(яйцевидные, шаровидные и др ) формы зерен апатита сравнительно
редки; они наблюдаются главным образом в прибрежно-морских или
озерных россыпях, но изредка отмечаются и в аллювиальных отложе-
ниях крупных речных артерий (табл. 43, фиг. 7). Наблюдаемые в не-
которых речных россыпях концентрации мелких (0,3—0,1 мм) окатан-
ных зерен апатита обычно связаны с вымыванием этого материала из
более древних обломочных отложений.
Наряду с отдельными зернами и обломками кристаллов апатит
в россыпях встречается также в виде агрегатов, имеющих тонкозерни-
стое, скрытокристаллическое, иногда радиально-волокнистое сложение
(фосфорит). Такие агрегаты апатита часто содержат механическую
примесь пелитового материала, карбонатов, битума, иногда тонко-
диспергированных сульфидов.
Цвет апатита чаще всего молочно-белый, реже буроватый, зеле-
новатый, голубовато-зеленый (манганапатит, табл. 43, фиг. 5, 6), розо
вый и бледно-лиловый; нередко бесцветен. Для призматических кри-
сталлов иногда отмечается зональное распределение окраски: светло-
бурой или розово-серой в срединных частях зерен и почти бесцветной
в краевых зонах. В окрашенных зонах таких кристаллов, обычно про-
исходящих из различных изверженных пород (преимущественно грани-
196
тоидов), часто присутствуют включения биотита, циркона, иногда мо-
нацита, рутила.
Прозрачен или просвечивает. Блеск слабый стеклянный или жир-
ный. Спайность отсутствует, но часто обнаруживается отдельность по
{0001}. Излом неровный, или раковинчатый. Тв. 5. Хрупок, раздавли-
вается средне. Уд. вес 3,0—3,2.
В порошке под микроскопом обычно бесцветен. Окрашенные (осо-
бенно зональные) кристаллы иногда обнаруживают отчетливый поли-
хроизм в лиловых, желто-коричневых, голубых или зеленоватых тонах,
часто с изменением тона окраски.
Одноосный отрицательный, иногда аномально двуосен. Показатели
преломления варьируют в зависимости от состава; для фторапатитов
No= 1,633—1,640; Ne= 1,630—1,635; для гидроксилапатитов No= 1,650—
1,661; Ne= 1,644—1,657; для хлорапатитов No= 1,658—1,668; Ne= 1,653—
1,664; для подолитов No= 1,605—1,630; Ne— 1,600—1,622. Двупреломле-
ние для большинства разновидностей низкое, No—Ne = 0,003—0,006.
Частицы скрыгокристаллического сложения 'под микроскопом обыч
но окрашены в буроватый или серовато-желтый цвет, в скрещенных
николях агрегатно поляризуют, иногда же кажутся изотропными. Сред-
ний показатель преломления их обычно понижен по сравнению с ясно
кристаллическими разновидностями апатита и находится в пределах
1,590 -1,610.
В ультрафиолетовом свете с различной длиной волны и в катод-
ных лучах большинство разновидностей апатита люминесцирует (от
слабого до яркого) желтым, фиолетовым, голубым или розовым.
В кислотах растворим, подолиты растворяются со вскипанием. По-
рошок (NH4)2Mo04, смоченный каплей азотнокислого раствора апа
тита, окрашивается в желтый цвет, усиливающийся при подсушивании
В окатанных зернах в неправильных осколках сходен с баритом,
ангидритом, топазом, шеелитом, иногда флюоритом. От всех названных
минералов легко отличается по оптическим свойствам и по реакции на
фосфор.
Первичные месторождения апатита весьма многочисленны и раз-
нообразны. Он выделяется в качестве акцессорного минерала в грани-
тоидах и сиенитах (фторапатит), в основных породах группы габбро и
пироксенитах (преимущественно хлорапатит); часто образует концент-
рации в нефелиновых сиенитах и породах мельтейгит-уртитовой серии
(фторапатит, обычно содержащий повышенные количества Sr, Na, Тг).
Выделяется в титаномагнетитовых шлирах в связи с основными и
ультраосновными породами, присутствует в гранитных (манганапатит)
и щелочных пегматитах. Совместно с карбонатами, магнетитом, флого-
питом и другими минералами присутствует в пневматолито-гидротер-
мальных месторождениях, приуроченных к массивам ультраосновных
и щелочных пород. Встречается во многих сульфидных гидротермаль-
ных месторождениях, образуется в скарнах, филлитах, кристаллических
сланцах и других метаморфических породах.
В значительных массах (скрытокристаллическая разновидность
апатита — фосфорит) образуется биохимическим путем в осадочных
породах, где выделяется в виде стяжений, конкреций, оолитов, а также
в цементе обломочных осадков.
Коллофан
Скрытокристаллическая, метаколлоидная или аморфная разновид-
ность гидроксил-или фторапатита, обычно содержащая примеси Ре20з,
А120з, SiO2, СО2, Н2О.
Встречается в виде округлых частиц, стяжений, корковидных или
гроздьевидных образований, а также в виде обломков более крупных
197
натечных форм (табл. 44, фиг. 1—4). Характерны плотное опаловидное
или эмалевидное сложение, раковинчатый излом и гладкая глянцеви-
тая поверхность отдельных частиц. Некоторые разновидности в расколе
обнаруживают скорлуповатую или неясно выраженную сферолитовую
структуру.
Окраска различная — коричнево-бурая, желтая, оранжевая, кремо-
во-желтая, белая, зеленоватая, грязно-зеленая. Часто отмечается зо-
нальнослоистое распределение окраски, подобно окраске халцедона.
Блеск слабый жирный, иногда смолистый. Тв. 3—4. Уд. вес колеблется
в значительных пределах 2,6—3,0
Под микроскопом изотропен. У = 1,570—1,630; иногда агрегатно
поляризует.
Округлые частицы под микроскопом часто обнаруживают тонкую
ажурную зональность, причем отдельные зоны отличаются окраской,
структурой или показателями преломления. В ультрафиолетовом свете
слабо люминесцирует в желтых и голубовато-фиолетовых тонах. Легко
растворим в кислотах. Иногда электромагнитен.
Коренные месторождения приурочены к толщам осадочных пород,
где коллофан встречается вместе с фосфоритом и образуется путем от-
ложения материала из коллоидных фосфорсодержащих растворов.
В ряде случаев установлено образование коллофана в самих россыпях
в результате сложных процессов выветривания обломочного материала,
миграции коллоидных растворов и коагуляции их в благоприятных для
этого горизонтах (обычно близ плотика россыпей).
Пироморфит РЬз(РО4)зС1
Редкий минерал, встречающийся преимущественно в делювиаль-
ных, элювиальных, изредка ложковых и речных россыпях, формирую-
щихся в непосредственной близости от выходов рудных тел, содержа-
щих пироморфит.
Химический состав непостоянный. Обычно содержит примеси As,
V, Са, обусловленные изоморфными замещениями в ряду апатит —
пироморфит—миметезит—ванадинит; иногда в качестве примесей уста-
навливается также Sr и Ва.
Кристаллизуется в гексагональной сингонии, в гексагонально-дипи-
рамидальном виде симметрии. Кристаллы столбчатые, шестоватые до
игольчатых вытянуты по [0001] и обычно_образованы комбинацией пре-
обладающе развитых граней призмы {1010}, пинакоида и дипирамиды
{1011}. Призматические грани часто выпуклые и искривленные, конце-
вые грани кристаллов вследствие коррозии нередко отсутствуют, заме-
щаясь неровными поверхностями.
Обычны субпараллельные сростки, лучистые, а также ветвистые,
гроздьевидные и другие кристаллические агрегаты
В россыпях пироморфит встречается в виде обломков призматиче-
ских кристаллов, неправильных зерен и частиц атрегагного сложения,
часто обнаруживающих признаки окатывания. Наблюдается также в
сростках с церусситом и галенитом. Типичные формы кристаллов и зе-
рен пироморфита из россыпей представлены на табл. 45, фиг. 1 и 2.
Цвет пироморфита желтый, бледно-желтый, коричневатый, грязно-
зеленый, иногда бурый; в порошке — белый, желтоватый или бледно-
буроватый. Блеск жирный или смолистый, на гранях кристаллов иног-
да восковой. Обычно просвечивает, иногда вполне прозрачен. Спай-
ность незаметна, излом неровный до раковпнчатого. Тв. 3—4. Хрупок,
раздавливается средне. Уд. вес 6,0—7,1.
1 Большая часть коллофанов при механической обработке шлихов попадает в
легкую фракцию
198
В порошке в иммерсионном препарате прозрачен и обычно бес-
цветен. Ясно окрашенные разновидности обнаруживают слабый поли-
хроизм в желтоватых, зеленоватых и коричневатых тонах. Одноосный
отрицательный. Ао = 2,06; Ле = 2,05; No—Ne — 0,QQ9—0,010. Мышьяко-
вистые разновидности пироморфита иногда двуосны с 2V = (—)5—40°.
Люминесценция непостоянная, обнаруживается только в коротко-
волновых ультрафиолетовых лучах, где большинство пироморфитов
люминесцирует желтым.
В HNO3 разлагается полностью, в НС1 частично, причем зерна по-
крываются белой пленкой РЬС12. От прибавления к азотнокислому рас-
твору минерала (NH4)2MoO4 выпадает желтый осадок, от прибавле-
ния AgNO3 — белый творожистый осадок.
В отдельных неправильных зернах и агрегатах сходен с мимете-
зитом, ванадинитом и вульфенитом. От последнего минерала пиро-
морфит отличается блеском, слабым двупреломлением, реакцией на Р;
от ванадинита — отрицательной реакцией на V; для отличия пиромор-
фита от миметезита иногда необходимо применение точных химиче-
ских методов.
Первичные месторождения пироморфита приурочены к зонам окис-
ления сульфидных свинпово-цинковых, полиметаллических, реже кол-
чеданных золоторудных месторождений. Здесь он образуется как один
из продуктов окисления галенита при воздействии фосфорсодержащих
поверхностных растворов. Тесно ассоциирует с англезитом, церусситом,
крокоитом, вульфенитом, малахитом, каламином, смитсонитом, лимо-
нитом и другими вторичными минералами зоны окисления гидротер-
мальных сульфидных месторождений. Эти же минералы, особенно
малахит, церуссит, англезит, лимонит, а также галенит, пирит и неко-
торые другие сопутствуют пироморфиту и в россыпях.
Миметезит РЬз(АзО4)зС1
В качестве количественно варьирующих примесей обычно устанав-
ливаются Р и V, реже Са, Sr, Ва.
В россыпях миметезит встречается редко, обычно в непосредст-
венной близости от первичных месторождений, в ассоциации с лимо-
нитом, арсенопиритом, галенитом, церусситом, англезитом, малахитом,
хризоколлой, вульфенитом, пироморфитом, крокоитом, купритом, ада-
мином, золотом и некоторыми другими минералами По морфологиче-
ским особенностям и некоторым физическим признакам сходен с пиро-
морфитом.
Кристаллизуется в гексагональной сингонии, в гексагонально-дипи-
рамидальном виде симметрии. Кристаллы призматические, до игольча-
тых, иногда собранные в субпараллельные, ветвистые или беспорядочно
образованные агрегаты. Широко распространены неправильные формы
с искривленными и корродированными гранями — боченковидные, ве-
ретенообразные и другие, а также скрытокристаллические натечные,
почковидные и гроздьевидпые агрегаты.
В россыпях встречается преимущественно в виде обломков приз-
матических кристаллов, удлиненных или неправильных зерен (габл.45,
фиг. 3 и 4), а также в виде частиц скрытокристаллпческого сложения.
Цвет непостоянный, обычно бурый, красноваго-бурый, реже желтый
и желтовато-зеленый; в порошке белый или желтоватый. Прозрачен в
различной степени, иногда вполне прозрачен. Блеск от алмазовидного
(для хорошо образованных кристаллов) до жирного и воскового. Спай-
ность отсутствует, излом неровный или раковинчатый. Тв. 3—3,5. Хру-
пок. Раздавливается легко или средне. Уд. вес 7,1—7,2.
Под микроскопом прозрачен и обычно бесцветен, реже желтоватый
или буроватый. Одноосный (иногда двуосный с малым углом опти-
ческих осей) отрицательный. Ао = 2,10—2,13; Ае = 2,09--2,12; No—Ne
199
около 0,010. В ультрафиолетовом свете большинство миметезитов люми-
несцирует желтым и оранжево-желтым. П. п. тр. на угле сплавляется
сравнительно легко, образуя блестящий металлический королек свинца
и белый летучий налет AS2O3. В HNO3 растворим, в НС1 и H2SO4 раз-
лагается частично, давая пленки РЬС12 и PbSO4.
В первичных месторождениях миметезит наиболее распространен
в зонах окисления свинцово-цинковых, реже полиметаллических и зо-
лото-мышьяковых гидротермальных месторождений.
Ванадинит Pb5(VO4)3Cl
Редкий минерал, встречающийся в тех же тинах россыпей, что и
пироморфит и миметезит, иногда совместно с ними. В россыпях на-
блюдается в виде кристаллов (табл. 45, фиг. 5), обломков кристаллов
и кристаллических сростков (табл. 45, фиг 6; табл. 46, фиг. 1 и 2),
неправильных зерен (табл. 45, фиг. 7 и 8), а также в форме частиц
агрегатного сложения, обнаруживающих те или иные признаки окаты-
вания.
Кристаллизуется в гексагональной сингонии и по общему облику
кристаллов сходен с пироморфитом Кристаллы призматические
до шестоватых, иногда собранные в субпараллельные агрегаты
или неправильные корковидные сростки; встречается также в поч-
ковидных натечных формах, имеющих радиально-лучистое внутреннее
строение.
Цвет оранжево-желтый, желтый, красно-бурый, коричнево-бурый,
реже красный; в порошке — белый, буроватый или красноватый.
В обломках кристаллов и зернах просвечивает, иногда прозрачен.
Блеск жирный, смолистый, на гранях кристаллов алмазовидный. Спай-
ность отсутствует, излом неровный или мелкораковинчатый. Тв. 3.
Хрупок, раздавливается легко. Уд. вес 6,6—7,1.
Под микроскопом обычно бесцветен, иногда бледно окрашен в
желтоватый и красноватый цвет и обнаруживает в этих случаях сла-
бый полихроизм в тех же тонах. Одноосный отрицательный. Показа-
тели преломления варьируют в зависимости от примесей АО = 2,34—
2,41; Дй?=2,29—2,35; No—Ne = 0,Q55—0,066. Не люминесцирует.
Легко разлагается HNO3, при подогревании также в НС1 (с выде-
лением осадка хлористого свинца и окрашиванием раствора в бурова-
то-розовый цвет). Солянокислый раствор ванадинита от капли Н2О2
окрашивается в оранжево-красный цвет; эту же окраску имеет осадок,
образующийся при выпаривании азотнокислого раствора минерала.
П. п. тр. легко сплавляется в черный блестящий королек.
От сходных с ним миметезита и пироморфита ванадинит отли-
чается реакцией солянокислого раствора с Н2О2, а также значительно
более высоким двупреломленисм; от вульфенита — величиной дву-
преломления и реакцией на V.
Встречается как продукт окисления галенита в свинцово-цинковых
и полиметаллических месторождениях совместно с миметезитом, вуль-
фенитом, церусситом, лимонитом, иногда пироморфитом, англезитом,
скородитом и другими вторичными минералами.
В условиях переноса нестоек, сравнительно быстро разрушается и
на удалении в несколько километров от коренных месторождений
обычно переходит в алевритовые фракции.
В процессах диагенеза и выветривания отложений неустойчив и
в россыпях дочетвертичного возраста, как правило, не сохраняется.
1 Наиболее обычными примесями являются \s, Р и Са
200
Адамин Zn2 (AsO4) (ОН)
В качестве примесей обычно устанавливаются Си и Fe, изредка Со
Адамин — редкий минерал, встречающийся в россыпях в районах
распространения свинцово-цинковых и полиметаллических сульфидных
месторождений совместно с лимонитом, малахитом, смитсонитом, кала-
мином, церусситом и некоторыми другими минералами.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. В россыпях наблюдается в виде обломков пира-
мидальных, призматических, столбчатых и шестоватых кристаллов,
удлиненных по [010], в виде неправильных зерен, а также обломков
корковидных кристаллических сростков и частиц радиально-лучистого
сложения (табл. 46, фиг. 3).
Цвет бледно-зеленый или фиолетово-розовый, реже буровато-жел-
тый; иногда бесцветен. Блеск сильный стеклянный. В одиночных зер-
нах обычно прозрачен. Спайность по призме {101} заметная, изредка
проявляется также спайность по {010}. Излом неровный. Тв. 3—3,5.
Хрупок, раздавливается легко. Уд. вес 4,3—4,5.
Под микроскопом в иммерсионном препарате обычно окрашен в
зеленоватый и розовый тона и отчетливо полихроирует по схеме
Ng<Np. Плоскость оптических осей (001), Ag||[010], Для шестоватых
зерен и обломков, ограниченных поверхностями наилучшей спайности,
погасание прямое, удлинение положительное. Двуосный отрицатель-
ный с 2V=(—)85—88°; у медистых разновидностей угол оптических
осей снижается до (—)25—40°. Дисперсия угла оптических осей силь-
ная г>д. Показатели преломления и сила двупреломления варьируют
в зависимости от примесей (главным образом Си) в широких пределах:
Np= 1,708—1,742 (обычно в пределах 1,710—1,720); Nm= 1,734 — 1,768
(1,738—1,744); Ng= 1,758—1,773 (1,760—1,765); Ag—Ар = 0,031—0,065
(0,045—0,055).
Обычно не люминесцирует, но некоторые разновидности адамина
в ультрафиолетовом свете обнаруживают слабую желтую люминесцен-
цию. В кислотах растворим. Порошок (NH4)2MoO4 от капли азотно-
кислого раствора адамина окрашивается в интенсивный желтый цвет;
зола фильтровальной бумаги, первоначально смоченной каплей испы-
туемого раствора и каплей водного раствора Со(МО3)2 и затем сожжен-
ной в пламени спиртовки, окрашивается в грязно-зеленый цвет.
Адамин является вторичным минералом, образующимся в про-
цессе окисления сфалерита и арсенопирита Он встречается в зонах
окисления свинцово-цинковых, полиметаллических, реже колчеданных
сульфидных и серебро-кобальто-никелевых арсенидных гидротермаль-
ных месторождений совместно с каламином, скородитом, смитсонитом,
азуритом, малахитом, церусситом, лимонитом, миметезитом, вульфени-
том и некоторыми другими вторичными минералами
Аннабергит Ni3 (AsO4)2 • 8Н2О
Главнейшими примесями являются Со и Fe; менее обычны Zn,
Mg и Са.
Аннабергит — один из наиболее редких минералов россыпей, быст-
ро разрушающийся при переносе и встречающийся только в непосред-
ственной близости от коренных месторождений.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. Кристаллы дтиннопризматические по [001] до игольчатых,
собранные в звездчатые агрегаты. Обычны корковидные сростки, тонко-
кристаллические плотные и землистые массы. В россыпях встречается
почт исктючительно в виде частиц агрегатного сложения (табл. 46,
фиг 4).
201
Цвет зеленый, с тем или иным оттенком — яблочно-зеленый, изум-
рудно-зеленый, голубовато-зеленый, в порошке бледно-зеленый. Блеск
стеклянный, на плоскостях раскола по спайности часто перламутровый;
в землистых массах — матовый. Просвечивает, редко прозрачен.
Спайность совершенная по {010}, неотчетливая по {100} • Тв. 2, раз-
давливается очень легко. Уд. вес 3,0—3,2. Под микроскопом вполне
прозрачен. Двуосный отрицательный. 2V = (—)84—88°, дисперсия угл i
оптических осей заметная r>o. Ng= 1,687—1,690; Nm= 1,658—1,660;
Np= 1,622—1,624; Ng—Np=0,065—0,066. Л7р||[010]. Удлинение положи-
тельное, на плоскости наилучшей спайности угасание косое, с : Ng = 35°.
Полихроизм слабый в зеленых тонах, схема абсорбции Ng>Nm>Np.
Не люминесцирует. В кислотах растворяется легко, от прибавления
порошка диметилглиоксима и капли (NH4)OH солянокислый раствор
аннабергита окрашивается в малиново-красный цвет, от прибавления
порошка (NH4)2Mo04— в желтый.
В частицах агрегатного сложения и землистых скоплениях анна-
бергит сходен с гарниеритом и другими силикатами Ni; легко отличим
от них оптическими методами и по реакции с молибденово-кислым ам-
монием.
Образуется в процессе окисления арсенидов никеля — никелина,
хлоантита, герсдорфита и других и встречается совместно со скороди-
том, эритрином, адамином, малахитом, урановыми слюдками, сульфа-
тами и арсенатами урана и вторичными минералами в зонах окисле-
ния гидротермальных месторождений — серебро-кобальт-никелевой 1
арсенидной формации; реже наблюдается в зонах окисления полиме-
таллических месторождений, содержащих арсениды и сульфоарсениды
никеля.
Эритрин Co3(As04)2 • 8Н2О
В качестве изоморфных примесей обычно устанавливается Ni, реже
Fe, Zn, Mg и Са.
Эритрин — редкий минерал россыпей, быстро разрушающийся при
переносе и встречающийся поэтому преимущественно в элювиальных,
делювиальных, реже ложковых отложениях в непосредственной близо-
сти от некоторых кобальторудных месторождений.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. Кристаллы призматические по [001], тонкошестоватые, до
игольчатых, реже пластинчатые. Обычно наблюдается в виде кристал-
лических сростков, тонкозернистых скоплений, корковидных агрегатов,
землистых масс. В россыпях встречается в виде угловатых или слабо-
окатанных тонкозернистых частиц, иногда содержащих примесь лимо-
нита, асболана или заключающих реликты неокисленных арсенидов
кобальта (табл. 46, фиг. 5; табл. 17, фиг. 3).
Цвет непостоянный, чаще всего малиново-розовый (для ясно кри-
сталлических агрегатов), красно-розовый; в агрегатах смешанного со-
става— серовато-розовый, коричневато- и буровато-розовый; в порош-
ке— бледно-розовый. Блеск стеклянный, перламутровый на плоскостях
спайности; для частиц землистого сложения — матовый. В отдельных
зернах прозрачен или просвечивает. Спайность совершенная по {010},
заметная по {100} . Тв. 2—2,5; раздавливается очень легко, гибок. Уд.
вес 2,95—3,10.
Под микроскопом прозрачен, окрашен в бледные красновато-розо-
вые и фиолетово-розовые тона; в землистых массах агрегатно поля-
ризует. Двуосный положительный. 2V около ( + ) 88—90°, иногда от-
рицательный с 2V(—)88—84°. Плоскость оптических осей _L (010),
Np\\ [010]. Угасание косое, положительное, с-. Ng на плоско-
1 Так называемой пятиэлементной (Со, Ni, Ag, U, Bi) формации
202
стях совершенной спайности 30—ЗГ. 'Полихроизм отчетливый в
красноватых и розовых тонах. А^=1,681—1,701 —красновато-розовый;
Nm= 1,660—1,663 — фиолетово-розовый; Np= 1,622—1,629 — бледно-ро-
зовый; Ng—Np = 0,059—0,072. Не люминесцирует.
Растворим в кислотах, причем раствор приобретает розовую
окраску. Капля азотнокислого раствора окрашивает порошок
(NH4)2MoO4 в желтый цвет. При нагревании обесцвечивается или ста-
новится голубоватым.
Перл буры в окислительном и восстановительном пламени окраши-
вается в синий цвет.
Образуется как продукт окисления арсенидов и сульфоарсенидов
Со кобальтина, шмальтина, скуттерудита, саффлорита и некоторых
других и встречается в зонах окисления гидротермальных месторожде-
ний, относящихся к арсенсхпирито-кобальтиновой, пятиэлементной,
медно-кобальтовой и другим формациям.
В россыпях сопровождается магнетитом, шмальтином, никелином,
Со-содержащим лимонитом, аннабергитом, малахитом.
Скородит (Fe, Al)AsO4-2H2O
В качестве примесей обычно устанавливаются Р и Мп. Скородит —
редкий минерал россыпей.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном ‘виде симметрии. Кристаллы псевдооктаэдрические, призматические
по [010], реже таблитчатые с преобладающим развитием {001}.
В россыпях встречается в виде обломков кристаллов, неправиль-
ных зерен, но чаще в виде частиц скрытокристаллического или плотного
землистого сложения (табл. 46, фиг. 6).
Цвет бледно-зеленый, серовато-зеленый, реже бурый (от примесей
гидроокислов железа) !. Блеск стеклянный. Прозрачен или просвечи-
вает. Спайность по призме{201} несовершенная; излом неровный до ра-
«овинчатого. Тв 3—4. Хрупок, раздавливается средне. Уд. вес 3,1—3,3.
В иммерсионном препарате бесцветен, иногда бледно окрашен, и
в этих случаях слабо полихроирует в голубовато-зетеных, бледно-жел-
тых и розоватых тонах со схемой абсорбции Ng>Np. Двуосный поло-
жительный. 2К=( + )75°—( + )40° (уменьшается с увеличением содержа-
ния А1). Дисперсия угла оптических осей r>v сильная. Плоскость
NgNp—(001); JVg’IJfOlO]. Показатели преломления и величина двупре-
ломления обратно пропорциональны содержанию А1. Чаще всего:
_Vg = 1,765—1,850, Nm =1,742—1,825; Np= 1,738—1,810; Ng—Np=
= 0,027—0,040. He люминесцирует.
В кислотах растворяется относительно легко. От прибавления ро-
данистого аммония раствор окрашивается в кроваво-красный цвет, от
(NII4)MoO4 выпадает желтый осадок. При нагревании желтеет.
П.п.тр. плавится в блестящий серый магнитный королек, давая белый
налет As2O3 и характерный запах мышьяка.
Образуется в зоне окисления гидротермальных месторождений
мышьяково-арсенопиритовой, мышьяково-полиметаллической, реже
мышьяково-ртутной и др. формаций, преимущественно за счет окисле-
ния арсенопирита.
Ассоциирует здесь с лимонитом, адамином, оливенитом, каламином,
азуритом, смитсонитом, реже с эритрином, аннабергитом, фармакоси-
деритом и другими вторичными минералами, иногда сопровождающими
скородит и в россыпях.
1 Скородит с такой окраской при фракционировании шлихов иногда проходит в
электромагнитную фракцию
203
Торбернит Cu(UO2)2(PO4)2-12Н2О
В качестве изоморфной примеси устанавливается также As. Со-
держание воды непостоянно. В условиях пониженной влажности тор-
бернит легко отщепляет четыре молекулы Н2О и переходит в метатор-
бернит.
Принадле/кит к числу весьма редких минералов россыпей, что
обусловлено нестойкостью торбернита в условиях переноса, его быст-
рым измельчением и разрушением. Встречается преимущественно в
элювиальных и делювиальных отложениях в непосредственной близости
от коренных месторождений; изредка наблюдается в ложковых и реч-
ных (косовых) россыпях, формирующихся на небольшом удалении от
месторождений.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии. Кристаллы таблит-
чатые до листоватых. Обычно наблюдается в тонкокристаллических
чешуйчатых агрегатах, порошковатых и землистых скоплениях
В россыпях встречается в виде обломков таблитчатых кристал-
лов, имеющих квадратные или восьмиугольные очертания, а также
в виде частиц, тонкочешуйчатого или плотного сложения (габл 4G,
фиг 7)
Ивет изумрудно-зеленый, в тонкочешуйчатых агрегатах иногда
луково-зеленый; в порошке бледно-зеленый В одиночных листочках
прозрачен, чаще просвечивает в краях. Блеск стеклянный, на поверх-
ностях спайности перламутровый; в агрегатах матовый. Спайность
весьма совершенная по{001), заметная по{100}. Тв. 2—2,5. Хрупок, раз-
давливается очень легко. Уд. вес колеблется в зависимости от содер-
жания кристаллизационной воды в пределах 3,2—3,7.
Под микроскопом прозрачен, окрашен и ясно полихроирует от зе-
леноватом олубого по No до зеленого по Ne. Оптически отрицательный
одноосный, иногда аномально двуосный с 2V = (—)10—15°. Ао =
= 1,590—1,592; Ne= 1,576—1,582.
Метаторбернит обнаруживает дисперсию силы двупреломления,
оптически положителен для красных лучей и отрицателен для синих
No= 1,625; Ne= 1,623. Характерна аномальная интерференционная
окраска (красноватая, фиолетовая). Полихроизм слабее, чем у торбер-
нита, в тех же тонах. Не люминесцирует !.
В кислотах растворим; от капли NH4(OH) азотнокислый раствор
окрашивается в синий цвет. П. п. тр. вспучивается и легко плавится в
черный королек. Радиоактивен. Перлы буры и фтористого натрия
с присадкой минерала в ультрафиолетовом свете ярко люминесцируют
зеленым.
Наиболее сходен с цейнеритом и метацейнеритом; отличается от
них показателями преломления, отсутствием характерного для цейне-
рита голубоватого оттенка окраски, а также, как правило, отрица-
тельной реакцией на As.
Торбернит является обычным минералом зоны окисления урановых
месторождений, преимущественно гидротермальных, и встречается
здесь в ассоциации с лимонитом, уранофаном, цейнеритом, отепитом,
малахитом, скородитом, аннабертитом и другими вторичными мине-
ралами.
В качестве продукта окисления уранинита и настурана распро-
странен также в высокотемпературных кварцево-вольфрамитовых
кварцево-касситеритовых, кварцево-турмалиновых жилах, в некоторых
грейзенах и гидротермально измененных пегматитах Иногда встре-
чается в окисленных зонах осадочных месторождений урана (типа
медистых песчаников, ураноносных фосфоритов).
1 Изредка наблюдается желто-зеленая люминесценция агрегатов торберни; i,
обусловленная примесью тонких чешуек отенита
204
Отенит Са(UO2)2(PO4)2 • 8Н2О
Один из наиболее редких минералов россыпей, спорадически встре-
чающийся в них в районах распространения гранитных интрузий и
сопровождающих их урановых месторождений.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. Кристаллы редки, пластинчатые до листоватых
по{001}, часто собранные в субпараллельные, звездчатые и чешуйчатые
агрегаты.
В россыпях наблюдается в виде листочков с округленными или
неправильными угловатыми очертаниями, реже в виде обломков
таблитчатых кристаллов (табл. 46, фиг. 8), а также в форме обломоч-
ных частиц, имеющих землистое или тонкочешуйчатое сложение.
Цвет желтый, иногда с серым, зеленоватым или бурым оттенками,
в порошке желтовато-белый. Просвечивает в краях зерен, редко про-
зрачен. Ьлсск слабый стеклянный, часто матовый; на плоскостях спай-
ности перламутровый.
Спайнощь слюдоподобная по {001}, неотчетливая по {103} и {010};
в тонких листочках гибок. Тв. 2—2,5. Раздавливается очень легко,
расщепляясь на отдельные чешуйки. Уд. вес 3,05—3,25.
Под микроскопом вполне прозрачен и обычно окрашен в бледные
желтоватые цвета. Двуосный отрицательный, 2V= (—)0—20° (до 40°).
Дисперсия угла оптических осей r>v заметная. Острая биссектриса
NpA. (001).
Показатели преломления сильно варьируют в зависимости от со-
держания воды и возрастают с уменьшением ее количества. Ng=
= 1,576—1,600; Nm = 1,573—1,600; Np= 1,553—1,575, Ng—Лгр = 0,023—
0,025; в сечениях по (001) Ng—7Vm = 0,000—0,004. Полихроизм слабый:
Ng и Ntn — бледно-желтый; Np — бесцветный.
В ультрафиолетовом свете и в катодных лучах очень ярко люми-
несцирует зелено-желтым.
В кислотах растворим. Порошок (NH4)2MoO4, смоченный каплей
азотнокислого раствора минерала, окрашивается в лимонно-желтый
цвет, усиливающийся при подсушивании. П. п. тр. вспучивается и свет-
леет. Перл буры в ультрафиолетовом свете ярко люминесцирует зеле-
ным. Сильно радиоактивен.
По внешнему виду отенит может быть принят за маргарит, жел-
тый клинохлор (лейхтенбергит), мусковит. Легко отличим от этих ми-
нералов характерной люминесценцией. От других желтоокрашенных
водных фосфатов урана (ураношпатита, ураноцирцита), относящихся
к группе урановых слюдок и также ярко люминесцируютцих в ультра-
фиолетовых и катодных лучах, отличается оптическими свойствами.
Обычный минерал зоны окисления гидротермальных месторожде-
ний настурана. Изредка встречается в гранитных пегматитах и квар-
цево-полевошпатовых жилах как продукт разрушения уранинита, виики-
та, браннерита, урансодержащих тантало-ниобатов, фосфатов и сили-
катов. Наблюдался по трещинкам в гранитах, гранит-порфирах, липа-
ритах, дацитах и других кислых изверженных породах. Изредка встре-
чается в фосфоритоносных осадочных породах, а также в глинах и би-
туминозных сланцах (как продукт окисления урановой черни).
В процессах переноса обломочного материала неустойчив и быст-
ро разрушается.
Циркон ZrSiO4
Один из наиболее обычных
почти повсеместно, но особенно
развития гранитоидов, сиенитов,
я средних изверженных пород.
минералов россыпей, встречающийся
широко распространенный в районах
щелочных сиенитов и других кислых
205
В виду своей высокой химической и абразивной стойкости, в наи-
больших количествах циркон концентрируется в россыпях относитель-
но простого состава, сформированных в процессе интенсивного отбора
обломочного материала по признаку механической или химической
устойчивости частиц. Наибольшие концентрации циркона обычно при
уронены к аллювиальным существенно кварцевым песчано-галечным
и песчаным отложениям, возникающим при перемыве рыхлого мате
риала древних кор выветривания, а также к прибрежно-морским и не
которым озерным отложениям, формирующимся в процессах длитель
ной переработки обломочного материала и селективного отбора наи
более прочных и тяжелых минеральных компонентов. В россыпях
этих типов циркон сопровождается рутилом, лейкоксеном, брукитом,
турмалином, гематитом, шпинелью, дистеном, монацитом, касситсри
том, альмандином, магнетитом, хромшпинелидом, иногда корундом
и другими стойкими в условиях транспортировки и выветривания ми-
нералами. Нередко он слагает большую часть тяжелой фракции
шлихов.
Химический состав непостоянный Обычно устанавливается та или
иная примесь Hf, TR, Y, U, Th, Са, Al, Fe, Р и Н2О. В зависимости от
характера примесей выделяют четыре разновидности циркона.
1. Обыкновенный циркон, ясно кристаллический, содержащий
лишь небольшую примесь Hf, Fe, Са, U и обычно не заключаю
щий Н2О;
2. Альвит—кристаллическая разновидность, содержащая значи-
тельное количество НЮ2 (до 16%), А12О3, Fe2O3, TR2O3, СаО и Н2О.
3. Малакон, отличающийся от обычного циркона повышенным со-
держанием Hf, Fe, Н2О, а также Са, Y, Се, U и Th (часто бывает ме-
тамиктным) .
4. Циртолит, содержащий до 14% НЮ2, до 1,5% UO2, 7,0% ThO2,
8,5% (Y, TR)2O3 до 12% H2O и повышенные количества Fe и Са
(обычно метамиктный). Указанные разновидности различаются меж-
ду собой морфологическими особенностями и некоторыми физически-
ми свойствами.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в дитетрагонально-
дипирамидальном виде симметрии. Наиболее распространенными кри-
сталлографическими формами являются призмы {110} и {100}з основ-
ная дипирамида {111}, дитетрагональная дипирамида {131} и дипи-
рамида второго рода {ОН}. Кристаллы имеют различный облик —
дипирамидально-призматический, призматический, изометрический,
дипирамидальный.
Для обыкновенного циркона устанавливается известная зависи-
мость между обликом кристаллов и условиями образования минерала
Могут быть выделены следующие морфологические типы кристаллов
циркона
1. «Цирконовый» призматический, характеризующийся преобла-
дающим развитием призмы {110} и дипирамиды {Ill}, иногда в ком-
бинации с {100}, {131}, {211} (рис. 57, а и б; табл. 47 фиг. 1—5). Наи-
более обычен для циркона из сиенитов и щелочных сиенитов, иногда
встречается в габбро, пироксенитах, перидотитах. Степень удлинения
кристаллов по [001] (отношение размеров по осям с и а) находится
в известной зависимости (обычно обратно пропорциональна) от ще-
лочности цпрконсодержащих пород и колеблется в пределах 1,5—2,5
(редко больше). Характер развития дитетрагональной дипирамиды
{131} различен, иногда, эта форма приобретает важное морфологиче-
ское значение (в граносиенитах и близких к ним породах).
2. «Гиацинтовый» призматический, характеризующийся преобла-
дающим развитием призмы {100} и основной дипирамиды {Ш}. В ка
чесгве дополнительных элементов ограничения часто присутствуют
206
грани (НО) и {131} (рис. 57, в; табл. 47. фиг. 6—9). Этот тип кри-
сталлов циркона наиболее распространен в нормальных гранитах
и связанных с ними жильных породах. Коэффициент удлиненности
кристаллов чаще всего находится в пределах 2—3, редко более (в не-
которых гранитах до 5).
3. Изометрический, характеризующийся приблизительно одинако-
вым развитием тетрагональных призм первого и второго рода, граней
основной дилирамиды, а также {131} и {101} (рис. 57, г и д\ табл. 48
л
Рис. 57. Типы кристаллов циркона
а — цирконовый призматический (Урал); б — то же (Средняя Азия),
в -гиацинтовый (Урал); г и д—изометрическим (Урал); е и лр—копы
видный призматический (Урал), з — то же (Украина), « — то же (Ат-
дан); к — дипиранидальный (Украина); л — то же (Кольский полу-
остров)
фиг. 10). Характерен для гранитов, причем наиболее часто встречается
в умеренно кислых их представителях (гранодиоритах, тоналитах).
Коэффициент удлинения кристаллов обычно находится в пределах
1,5—2.
4. Копьевидный призматический, отличающийся от указанных
выше резким преобладанием среди конечных граней дипирамиды
{131}. В комбинации с ней часто присутствуют грани {111), {ОН},
иногда {151}. Среди призм {ИО} обычно имеет наибольшее развитие,
но иногда развита одинаково с {100}, или даже уступает последней
(рис. 57, е, ж, з, и; табл. 48, фиг. И —13). Этот тип кристаллов гене-
тически неопределенен. Чаще всего он наблюдается в гранодиоритах,
плагиогранитах, диорит-порфирах и меланократовых жильных грани-
207
«оидах, а также весьма распространен в гнейсо-гранитах и гранитизи-
рованных гнейсах.
5. Дипирамидальный, характеризующийся преобладающим разви-
тием граней основной дипирамиды {111}, в комбинации с которой
часто встречаются грани {221} (иногда преобладающие), {331} и
{110} (иногда отсутствуют) (рис. 57, к и л; табл. 48, фиг. 14—16). Ха-
рактерен для щелочных пород — нефелиновых сиенитов, некоторых
ийолитов, ийолит-пегматитов и связанных с ийолит-мельтейгитами
жильных гидротермальных пород (карбонатитов, цеолито-кальцито-
вых, эгирино-натролитовых и др.).
Вследствие процессов коррозии грани кристаллов, особенно для
копьевидного и изометрического типов ииркона, иногда бывают ис-
кривленными, ребра между ними закругленными. Такие кристаллы
приобретают внешнее сходство с формами окатывания циркона и мо-
гут быть отличимы от последних лишь путем детального морфоло-
гического изучения.
В россыпях циркон встречается в виде кристаллов, их обломков,
неправильных угловатых зерен и различных модификационных фор-
мах, возникающих в процессе длительного окатывания кристаллов
и зерен.
В большинстве случаев, даже при весьма интенсивном окатыва-
нии, такие модификационные формы сохраняют характерное для цир-
кона удлинение по оси с, имея яйцевидные или округло-цилиндриче-
ские очертания. Значительно реже наблюдаются изометрические ок-
руглые и шаровидные формы. Различные стадии окатывания циркона
иллюстрируют фиг. 1—5 табл. 49 и фиг. 1—3 табл. 50. В процессе
длительного окатывания зерна циркона часто приобретают гладкую
и блестящую, как бы шлифованную поверхность.
Следует отметить, что предельно округленную (яйцевидную и ша-
ровидную) форму мелкие (0,05—0,2 им) зерна циркона могут приоб-
ретать только в процессе весьма длительного окатывания, при пере-
носе в условиях речных потоков на многие тысячи километров. Необ-
ходимые для достижения такой степени окатывания расстояния пере-
носа часто оказываются совершенно несопоставимыми с длиной речных
артерий, в наносах которых встречаются подобные формы циркона,
обычно сопровождаемого в этих случаях хорошо окатанными зернами
других абразивно стойких минералов. Такие зерна, иногда преобла-
дающие в шлихах из речных наносов, поч1и всегда происходят из по-
род осадочных — кварцитов, песчаников, конгломератов, и округле-
ние их связано с более древними и длительными циклами транспор-
тировки, механической обработки и отложения обломочного мате-
риала.
В некоторых редких случаях в россыпях встречаются окатанные
зерна циркона, обнаруживающие признаки позднейшего нарастания
и регенерации в виде поликристаллической или монокристальной свш-
лоокрашенной внешней оболочки, окружающей округленное, обычно
окрашенное ядро кристалла. Такие формы возникают в процессе ре-
генерации циркона в условиях глубокого метаморфизма отложений
и происходят обычно из различных метаморфических пород—кристал-
лических сланцев, парагнейсов или из пород зоны экзоконтакта гра-
нитных и щелочных интрузий. Изредка наблюдаются окатанные зер-
на циркона с признаками позднейшей коррозии и растворения, имею-
щие кавернозную поверхность и неровные занозистые окончания.
Подобные формы иногда встречаются в древних россыпях, залегаю-
щих на карстированном известняковом плотике и испытавших интен-
сивное химическое выветривание латеритного типа. Они возникают
в результате коррозии циркона щелочными почвенными растворами
в присутствии тонкодисперсного глинистого материала.
208
Окраска циркона весьма разнообразна: розовая, лиловато-розо-
вая, бледная винно-желтая, коричневая, светло-коричневая, бурая,
темно-красная, оранжевая, желто-серая, молочно-белая. Часто бес-
цветен. Розовые и красные тона окраски в большинстве случаев яв-
ляются вторичными, возникают под влиянием радиоактивного излуче-
ния содержащихся в цирконе элементов-примесей и, как показывают
наблюдения, усиливаются по мере длительности этого процесса. В свя-
зи с этим цирконы из более древних геологических образований ха-
рактеризуются, как правило, более темной и интенсивной окраской по
сравнению с «молодыми» цирконами.
Распределение окраски в кристаллах циркона нередко зональное,
характеризующееся или многократным чередованием различно окра-
шенных зон (например, бурой п коричнево-бурой), следующих внеш-
ним ограничениям кристалла, или же, наиболее обычно, постепенным
ослаблением тона окраски от центральной части кристалла к пери-
ферии.
Наблюдались также зональные кристаллы с буровато-серой, тем-
но-бурой или молочно-белой непрозрачной и оптически изотропной
оболочкой, окружающей бледноокрашенное или бесцветное ядро. В не-
которых случаях неоднородная окраска циркона обусловлена зональ-
ным распределением мельчайших включений апатита, биотита, мона-
цита, ортита и других минералов в цирконах из некоторых гранитов,
а также включений бурого стеклоподобного вещества в цирконах из
эффузивных пород. Иногда окраска бывает вызвана скоплениями
гидроокислов, приуроченных к трещинам в кристаллах циркона.
Обычно прозрачен, но измененные разновидности циркона, по со-
ставу приближающиеся к малаконам, часто непрозрачны или просве-
чивают. В порошке бесцветен. Блеск сильный алмазовидный, для не-
прозрачных разновидностей иногда жирный.
Твердость у обычных цирконов 7—8, у темноокрашенных и осо-
бенно у молочно-белых и темно-серых непрозрачных разновидностей
иногда снижается до 6. Спайность неотчетливая по {ИО}, излом не-
ровный или раковинчатый. Хрупок, раздавливается с трудом. Уд. вес
колеблется в зависимости от содержания примесей и степени сохран-
ности структуры минерала от 4,7 до 4,0.
Под микроскопом прозрачен. Одноосный положительный. Показа-
тели преломления и величина двупреломления непостоянны (табл. 21).
Таблица 21
Оптические свойства цирконов
Разновидности циркона /Vo We-Wo
Светлоокрашенные прозрачные цир- коны 1,970-1,995 1,930-1,936 0,040-0,059
Красные и красно-бурые .... 1,925-1,970 1,905-1,930 0,020—0,040
Молочно-белые, серые и бурые, не- прозрачные (радиоактивные) цир- коны 1,840-1,925 1,825-1,900 0,015—0,025
Окрашенные (красно-бурые и лилово-красчые) цирконы в толстых
зернах иногда обнаруживают ясный полихроизм и бывают аномально
двуосными с 2V до ( + ) 15°.
В ультрафиолетовом свете люминесцирует желтым и оранжево-
жслтым, в катодных лучах — желтым и голубым.
В кислотах нерастворим; неплавок; окрашенные разновидности
циркона при нагревании иногда рекалесцируют (обнаруживают све-
чение) и светлеют.
14 А Д Кухареико 209
В осколках и окатанных зернах красно бурый и желтый циркон
иногда может быть ошибочно принят за касситерит и рутил. От пер-
вого минерала циркон отличается отсутствием заметного полихроизма,
значительно меньшим двупреломлением, желтой люминесценцией в
ультрафиолетовом свете и отрицательной реакцией на Sn; от рутила
циркон наиболее просто отличим по блеску, несравненно меньшему све-
топреломлению и силе двупреломления, по люминесценции, а в ока-
танных зернах также по гладкой поверхности частиц
Циркон является одним из наиболее широко распространенных
минералов.
В качестве акцессорной составной части он присутствует в боль-
шинстве глубинных изверженных горных пород: в гранитах, грано-
диоритах, граносиенитах, сиенитах, монцонитах, диоритах, изредка
в габбро и некоторых перидотитах. Встречается во многих щелочных и
нефелиновых сиенитах, где иногда приобретает значение породообра-
зующего минерала, а также в некоторых ийолитах, мельтейгитах и
щелочных (нефелиновых) пироксенитах. Установлен в разнообразных;
по составу эффузивных породах: кварцевых порфирах, липаритах, тра-
хитах, фонолитах, порфиритах, базальтах, изредка в пикритах. Широко
распространен в пегматитах различного состава: гранитных, сиенито-
вых, нефелино-сиенитовых; иногда в ийолит-пегматитах.
Как вторичный минерал циркон нередок в продуктах гидротер-
мального изменения щелочных и ультраосновных пород: нефелиновых
сиенитов (образуется за счет эвдиалита, катаплеита и др.), миаскитов
(приурочен к участкам альбитизации пород), ийолитов и пироксени-
тов (приурочен к метасоматическим телам карбонатитов) и Др. Широ-
ко распространен в разнообразных кристаллических сланцах и пара-
гнейсах, где обычно присутствует как реликтовый обломочный компо-
нент, но изредка встречается и в качестве новообразования. В замет-
ных количествах встречается в большинстве метаморфизованных пла-
стических пород — в кварцевых и полимиктовых конгломератах, пес-
чаниках, кварцитах; установлен в тяжелой фракции многих алеврито-
вых, глинистых и карбонатных осадков.
Малакон. В целом характеризуется теми же морфологическими
особенностями, что и циркон. Встречается в виде дипирамидально-
призматических (табл. 47, фиг. 3) и дипирамидальных кристаллов, ча-
сто неполно образованных, с неровными несколько искривленными
гранями. В россыпях распространен также в виде зерен, в различной
степени окатанных (табл. 50, фиг. 4 и 5), иногда имеющих в изломе
плотное эмалевидное сложение.
Цвет коричневый, бурый, желто-коричневый, лиловато-желтый,
кофейно-серый, темно-серый, мутный молочно-белый. Обычно непро-
зрачен, иногда просвечивает. Блеск жирный. Спайности не обнару-
живает, излом типичный раковинчатый. Твердость 6—0,5, пониженная
по сравнению с цирконом. Уд. вес 3,9—4.2
Под микроскопом в разтичной степени прозрачен и бесцветен, но
часто кажется буроватым от примесей точкоднсперсных продуктов
изменения. Одноосный положительный. Ne = 1,790—1,840; No = 1,787—
1.830; Ne—Уо = 0,003—0,010; часто изотропизирован. В ультрафиоле-
товом свете слабо люминесцирует в желтых тонах.
При нагревании нередко растрескивается, рекалесцирует и свет-
леет. После прокаливания показатели преломления и величина два -
преломления минерала возрастают.
По внешнему виду в окатанных и угловатых зецнах часто сходен
с лейкоксеном.
Распространен в основном в тех же типах месторождений, что и
циркон. Наиболее обычен в щелочных пегматитах и в некоторых гра-
нитных пегматитах, где приурочен к зонам альбитизации этих пород
210
и встречается совместно с самарскитом, колумбитом, монацитам. На-
блюдается в альбитизированных гранитах и сиенитах и нередко здесь
замещает и обрастает циркон. Встречается в кварцево-полевошпатово-
флюоритовых жилах совместно с торитом, монацитом, фторкарбона-
тами редких земель (бастнезитом и паризитом), молибденитом, пири-
том и некоторыми другими сульфидами. Известен в фенитах и карбо-
натитах, генетически связанных с массивами пироксенитов, ийолитов
и других ультраосновных и щелочных пород.
Цирголит. Наиболее редкий из минералов группы циркона. В рос-
сыпях встречается обычно в виде неправильных зерен (табл. 51,
фиг. 1—3), реже в форме кристаллов и их обломков.
Облик кристаллов дипирамидальный, реже дипирамидально-приз-
матический «гиацинтового» типа (с преобладанием {111} и {100}).
Грани кристаллов, как правило, искривлены, с многочисленными не-
ровностями и наростами.
Цвет коричнево-бурый, бурый, желто-бурый; в порошке желтова-
тый или белый. Блеск жирный, в изломе смолистый. Спайность отсут-
ствует, излом раковинчатый. Тв. 5,5—-6. Уд. вес 3,8—4,0. Хрупок,
раздавливается средне.
Под микроскопом пятнистоокрашен в желтовато-бурый, иногда
в бледный красновато-бурый цвет. Обычно изотропен, иногда одноос-
ный положительный с двупреломлением порядка 0,001—0,005. No =
--=1,800—1,820, но в сильно измененных метамиктных циртолитах
иногда снижается до 1,760. Обычно не люминесцирует.
Распространен преимущественно в гранитных пегматитах, где
встречается в ассоциации с ксенотимом (иногда в закономерных сра-
станиях с ним), уранинитом, монацитом, ортитом, спессартином, кар-
бураном, апатитом и другими минералами. Изредка встречается
в кварцево-полевошпато-флюоритовых жилах, содержащих торит, мо-
нацит, бастнезит, молибденит.
Торит Th[SiO4]
Химический состав торита непостоянный. Наиболее распростра-
ненными примесями являются U, Fe, Y, TR, Са, РЬ, Н2О, реже Р.
В зависимости ог содержания тех или иных примесей и свойств
минерала выделяются следующие разновидности: обычный торит (ко-
ричневый и светло-бурый), оранжит (урансодержащая разновидность
желто-оранжевого цвета, также ураноторит), ферриторит (бурый и
черно-бурый, черный), гидроторит (сильно измененные и гидратирован-
ные ториты различного состава) и фосфорит (редкие земли и фосфор-
содержащая разновидность коричневого или оранжево-бурого цвета).
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в тетрагональ ю-ди-
пирамидальном виде симметрии. По характеру развития кристаллов
сходен с цирконом. Кристаллы обычно имеют дипирамидально-приз-
матический облик с преобладающим развитием {НО}, реже {ЮЗ
в комбинации с {Ш}.
В россыпях встречается как в виде кристаллов (табл. 51, фиг. 4—6)
и их обломков, так и в виде угловатых или слабоокатанных
неправильных зерен (фиг. 7—9).
Цвет коричневый, бурый, оранжево-желтый, зеленовато-бурый,
буро-черный и черный, в порошке от желтого до бурого. Блеск жир-
ный или смолистый. Просвечивает или полупрозрачен (оранжит), но
чаще непрозрачен (торит, ферриторит). Спайность не выражена, излом
раковинчатый. Тв. 4—5. Хрупок, раздавливается средне. Уд. вес
5,5—4,0.
Под микроскопом позрачен в различной степени, ферриториты
часто бывают загрязнены окислами и гидроокислами железа и дру-
гими продуктами разрушения минерала и непрозрачны. Обычно изо-
14* 211
тропизирован, изредка анизотропный. В этих случаях одноосный поло-
жительный с двупреломлением порядка 0,002—0,010. Показатели пре-
ломления колеблются в широких пределах от 1,820 (обычный торит
и ферриторит) и 1,790—1,800 (оранжпт) до 1,680 (гидроторит). Не
люминесцирует.
Сильно радиоактивен. При нагревании выделяет воду, растрески-
вается, иногда вспучивается и рекалесцирует.
В НС1 и HNO3 при нагревании разлагается. Капля солянокислого
раствора минерала, выпаренная с примесью порошка торона на часо-
вом стекле, дает сухой остаток малиново-красного цвета (реакция
на Th1 ).
Ураноторит и ферриторит часто обнаруживают парамагнитные
свойства и при фракционировании выделяются в электромагнитной
фракции шлихов.
В неправильных зернах сходен с ловчоррптом, мазаконом, цирко-
ном, некоторыми разновидностями сфена.
Коренные месторождения торита в большинстве свеем приуро-
чены к умеренно кислым грани юидам. Он присутствует в виде акцес-
сорного минерала в некоторых обогащенных торием гранодиоритах,
граносиепигах и гранитах (обычно в виде включений в биотите — то-
рит); выделяется в связанных с подобными гранитоидами редкоме-
тальных и топазо-берилловых пегматитах (торит, ураноторит); встре-
чается в грейзенах и пневматолито-гипотермальных кварцево-полево-
шпатовых жилах совместно с флюоритом, монацитом, малаконом,
гематитом, бастнезитом, молибденитом, арсенопиритом, пиритом
и другими минералами (ураноторит, ферриторит).
Топаз Al2[SiO4](F, ОН)2
Сравнительно обычный минерал россыпей, встречающийся преи-
мущественно в районах распространения гранитов, кислых эффузив-
ных пород и сопровождающих их грейзенов, жильных и контактово-
метаморфических образований.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. Кристаллы имеют призматический, иногда дипи
рамидально-призмэтический облик (табл. 52, фиг. 1, 2) и обычно
образованы комбинацией преобладающе развитых граней (120} и
{021} и подчиненных им граней {НО}, {223}, иногда {001}, {011}
и {010}. Грани призматической зоны часто несут тонкую и резкую
штриховку параллельно [001].
В известной мере условно, могут быть выделены два морфогене-
тические типа кристаллов топаза.
1. Длиннопризматические, с преобладанием {120}, {110} и исклю-
чительным развитием граней {021}. Характерны для топаза из грей-
зенов и жильных пневматолито-гипотермальных месторождений.
2. Короткостолбчатые кристаллы, с заметно развитыми гранями
пинакоида {001} и дипирамиды {223}; в зоне призм {120} и (110}
пользуются приблизительно одинаковым развитием. Этот тип кристал-
лов топаза наиболее распространен в гранитных пегматитах.
Чаще всего топаз в россыпях встречается в виде неправильных
угловатых частиц, обломков кристаллов, остроугольных или слабоока-
танных зерен (табл. 52, фиг. 3) и очень редко — в виде правильных
кристаллов или в форме хорошо окатанных зерен. Такие зерна, иног-
да имеющие эллипсоидальную или совершенно округлую форму
(табл. 52, фиг. 4), как правило, происходят из древних обломочных
пород и переотложены в современных россыпях.
J Рекомендуется одновременно проводить холостой опыт: выпаривание соляно-
кислого раствора торона.
212
В мелких зернах и кристаллах топаз обычно бесцветен, реже ок-
рашен в желтоватый, голубоватый, зеленоватый и бледно-розовый
цвет. В порошке белый. Прозрачен, в окатанных зернах полупрозра-
чен или просвечивает. Блеск стеклянный, на поверхностях окатанных
зерен часто матовый.
Спайность совершенная по {001}, Излом ступенчатый, или сту-
пенчато-раковинчатый (табл. 52, фиг. 3). Тв. 8. Хрупок, раздавли-
вается средне или с трудом. Уд. вес 3,5—3,6.
Под микроскопом в иммерсионном препарате вполне прозрачен
и бесцветен. Двуосный положительный. 2V=( + ) 50—70°. Дисперсия
угла оптических осей r>v заметная. Плоскость оптических осей (010),
Ng\\ [001]. Зерна, лежащие на плоскостях спайности, дают разрез пер-
пендикулярно острой биссектрисе.
Показатели преломления варьируют в зависимости от соотноше-
ния F:(OH), возрастая с хвеличением содержания последнего. Ng =
'1,618- 1,638; Nm = 1,610—1,631; Np= 1,607—1,629; Ng—Np = 0,008—
0,011.
Люминесценция непостоянная1, в улырафиолеювом свете слабо
люмипесцируст зеленым, голубым, желтым и красноватым, в катод-
ных лучах — рябиново-красным или оранжевым. В кислотах нераство-
рим. Зерна, смоченные Co(NO,)2 после прокаливания приобретают
голубовато-синюю окраску.
В осколках и окатанных зернах сходен с кварцем, баритом, апа-
титом, бериллом, иногда с цирконом и шпинелью. От всех названных
минералов легко отличается по оптическим свойствам. От сходного
с ним целестина топаз отличается в иммерсионном препарате не-
правильной формой спайных обломков, отрицательным удлинением
(при наличии огранки) и преобладанием разрезов с выходом острой
биссектрисы.
Коренные месторождения топаза весьма разнообразны. Он широ-
ко распространен в грейзенизированных лейкократовых гранитах и в
грейзенах, образующихся за счет кислых эффузивных пород и глини-
стых сланцев. Встречается в роговиках на контактах с массивами
гранитов. Наблюдается в некоторых гранитных пегматитах, обычен
в высокотемпературных кварцево-вольфрамитовых, кварцево-кассите-
ритовых и других жилах. Изредка присутствует во вторичных кварци-
тах, возникающих в процессе пневмато-гидротермального изменения
эффузивных пород. В большинстве названных типов месторождений
топаз сопровождается флюоритом, бериллом, турмалином, часто воль-
фрамитом, касситеритом и шеелитом, реже молибденитом, арсенопи-
ритом, пиритом, гематитом, андалузитом. Эти же минералы часто
сопутствуют топазу и в россыпях.
В процессах выветривания и переноса обломочного материала
весьма устойчив и концентрируется в россыпях, характеризующихся
наиболее простым вещественным составом и преобладанием абразивно
и химически стойких минеральных компонентов.
Дистен Al2[SiO4]O
Обычный минерал россыпей, формирующихся в областях разви-
тия парагнейсов и кристаллических сланцев, причем в некоторых
случаях почти целиком слагает неэлектромагнитную тяжелую фрак-
цию шлихов.
Кристаллизуется в триклинной сингонии, в пипакоидальном виде
симметрии. Образует столбчатые и дощатые кристаллы, вытянутые
1 Большинство топазов в ультрафиолетовом свете не обнаруживает видимо.!
люминесценции.
213
по [001] и уплощенные по (100). Главнейшими формами_на кристал-
лах дистена являются пинакоиды {100}, {010}, {001} и {110}.
В россыпях встречается в виде угловатых или в различной сте-
пени окатанных, обычно уплощенных зерен и очень редко в виде об-
ломков кристаллов (табл. 53, фиг. 1). В обломочных частицах дистен
обычно сохраняет главные свои морфологические признаки: характер-
ную дощатую или удлиненнопластинчатую форму — для иеокатанных
зерен (табл. 53, фиг. 2, 3, 4), ясно заметную уплощенность по (100)
и вытянутость по [001]—для модификационных форм, возникающих
в процессе длительного окатывания зерен (табл. 53, фиг. 4—7). Пре-
дельно окатанные зерна дистена имеют дискоидальную или лепешко-
видную форму и всегда несколько вытянуты в одном направлении.
Цвет дистена различный: белый, голубоватый, сине-голубой, зе-
леноватый, желтоватый, серый, темно-серый (от включений углистых
и глинистых частиц); нередко бесцветен и прозрачен. Голубая и синяя
окраска в зернах дистена часто распределяется пятнисто. Вдоль тре-
щинок спайности и отдельности иногда окрашен гидроокислами же-
леза в желто-коричневый или грязно-бурый цвет.
Блеск стеклянный. Вследствие развития многочисленных внут-
ренних трещинок спайности дистен нередко приобретает перламутро-
вый блеск, особенно заметный на поверхностях уплошения зерен.
Спайность совершенная по {100} и ясная по {010}. Часто также
отмечается отдельность по {001}, вследствие чего зерна дистена обыч-
но обнаруживают две системы трещин, располагающихся почти пер-
пендикулярно друг к другу. Раздавливается средне или легко, давая
шестоватые спайные выколки с ровными поверхностями. Твердость
различная по разным кристаллографическим направлениям, в среднем
около 6. Уд. вес 3,6.
Под микроскопом обычно бесцветен. Двуоспый отрицательный
2V— (—) 75—'82°; дисперсия угла оптических осей г>р слабая. В зер-
нах, лежащих на плоскостях наилучшей спайности по (100), наблю-
дается коноскопическая фигура разреза перпендикулярно острой
биссектрисе. Угасание зерен в этих сечениях косое, с: Ng около 30°.
В разрезах по (010) угасание Ng' относительно трещинок спайности
по (100) почти прямое Ng = 1,728; Nm= 1,720; Np = 1,712; Ng—Np =
= 0,016, в сечениях параллельно наилучшей спайности Ng—Alm=0,008.
Часто обнаруживает полисинтетическое двойникование по (100) и (001).
Разновидности, окрашенные в голубой и синий цвет, в толстых зернах
иногда заметно полихроируют с схемой абсорбции Ng^Nm^Np
В ультрафиолетовом свете и в катодных лучах большинство ди-
стенов люминесцирует с средней интенсивностью от красновато-розо-
вого до светлого малиново-красного. В кислотах нерастворим. Непла-
вок. Смоченный Co(N03)2 и прокаленный приобретает интенсивную
синюю окраску.
В угловатых осколках по внешнему виду сходен с цоизитом и сил-
лиманитом, в окатанных зернах также с апатитом и баритом. Легко
отличим от названных минералов по оптическим свойствам.
В коренных месторождениях дистен наиболее распространен в
глиноземистых кристаллических сланцах, гнейсах, гранулитах и в дру-
гих глубокометаморфизованных породах, где особенно тесно ассоции-
рует с гранатами пироп — альмандинового ряда, ставролитом, биоти-
том, роговой обманкой, иногда рутилом, сапфирином, гиперстеном и
некоторыми др. Эта парагенетическая ассоциация минералов часто со-
провождает дистен и в россыпях. Изредка встречается совместно
с турмалином и монацитом в кварцево-слюдяных сланцах в зонах
контакта их с гранитными интрузиями, а также в некоторых гранит-
ных пегматитах, залегающих в толщах глиноземистых метаморфиче-
ских сланцев.
214
Андалузит A10Al[Si04]
В качестве примесей часто устанавливаются Fe, иногда Мп
В единичных зернах андалузит довольно часто присутствует в
россыпях и в тяжелой фракции обломочных осадков, но в заметных
количествах встречается лишь в районах распространения метамор-
фических сланцев, а также кислых эффузивных пород, ассоциирую-
щих с более молодыми гранитными интрузиями.
В россыпях сопровождается корундом, топазом, пиритом, гема-
титом, рутилом, иногда дистенам, ставролитом, альмандином, оттре-
литом и некоторыми другими минералами. Встречается в виде облом-
ков кристаллов, неправильных угловатых и реже окатанных зерен.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии.
Кристаллы столбчатые (табл. 54, фиг. 1) до длиннопризматиче-
ских, имеют в поперечном сечении квадратные или восьмиугольные
очертания и образованы преобладающими гранями {НО}, в комбина-
ции с которыми обычно присутствуют {001}, {101}, {010}, иногда {121}.
Цвет розовый различных оттенков, реже бледно-желтый, зелено-
ватый (марганцовистый андалузит), светло-коричневый и бурый (же-
лезистый андалузит), иногда серый до темно серого (от включений).
Включения (кварца, углистых частиц, глинистого материала и др.)
в кристаллах андалузита часто располагаются по определенным на-
правлениям, образуя в поперечном сечении кристаллов крестообраз-
ные фигуры (в так называемом хиастолите; табл. 54, фиг. 2 и 3). Реже
пигментирующие включения располагаются неправильными пятнами
и полосами. Блеск стеклянный, слабый Просвечивает, часто прозра-
чен. Спайность по {110} заметная. Излом неровный, мелкораковинча-
тый. Тв. 7,5, уд. вес 3,1—3,2. Хрупок, раздавливается с трудом
Ввиду высокой твердости плохо поддается окатыванию и сохра-
няет угловатые очертания зерен, даже при переносе их на значитель-
ные расстояния.
Под микроскопом вполне прозрачен и обычно бледно окрашен, с
ясным полихроизмом в розовых, реже зеленоватых тонах.
Дву осный отрицательный. Оптическая ориентировка Ng || [001],
JVgll [100]. Удлинение относительно элементов ограничения и трещинок
спайности кристаллов отрицательное. 2V = (—) 80—85° до 90°; для
марганцовистых разновидностей 2V=(+) 75—80°
Ng= 1,642—1,647; Nm= 1,638—1,644; Np = 1,631—1,640; Ng—Np =
= 0,007—0,011. Марганцовистые андалузиты характеризуются повы
шепными показателями преломления и величиной двупреломления
[Nm до 1,670; Ng—Np до 0 029). Пе люминесцирует. Неплавок Смо-
ченный Co(NO3)2 и прокаленный приобретает синюю окраску.
Главнейшие коренные месторождения андалузита приурочены к
толщам средних и кислых эффузивных пород, подвергшихся интен-
сивному гидротермальному изменению и превращенных в так назы-
ваемые вторичные кварциты. Здесь андалузит нередко присутствует
в значительных количествах и сопровождается корундом, рутилом,
диаспором, иногда топазом, пиритом, гематитом, флюоритом и неко-
торыми другими минералами. Встречается также в роговиках в зоне
контактов глинистых сланцев с интрузиями гранитоидов; в качестве
породообразующего минерала распространен в некоторых кристалли-
ческих сланцах.
Силлиманит Al { AlSiOs]
Силлиманит—обычный минерал россыпей, формирующихся в рай-
онах распространения кристаллических сланцев и гнейсов.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
215
ном виде симметрии. В правильно образованных кристаллах и рос-
сыпях не наблюдался. Встречается в виде обломков шсстоватых и
длиннопризматических (до игольчатых) кристаллов, обычно несущих
на гранях резкую штриховку параллельно удлинению (по [001];
табл. 54, фиг. 4 и 5), в виде неправильных угловатых зерен, а также
в форме частиц, имеющих агрегатное волокнистое сложение (так на-
зываемый фибролит; табл. 54, фиг. 6). Изредка наблюдается в виде
хорошо окатанных округлых или удлиненно-округлых зерен (фиг. 7);
такие зерна, как правило, поступают в речные наносы из более древ-
них обломочных пород.
Обычно бесцветен и прозрачен, иногда зеленоватый, а также бу-
роватый и серый (от присутствия механических включений). Частицы
агрегатного сложения нередко имеют молочно-бел}ю окраску. Блеск
стеклянный. Спайность ясная по {010} , изредка наблюдается отдели
кость по {001}. Тв. 7. Хрупок, раздавливается средне. Уд. вес 3,2.
Под микроскопом вполне прозрачен и бесцветен. Двуосный по-
ложительный. 2V=( + ) 20—25°, дисперсия угла оптических осей г>о
заметная. Оптическая ориентировка Ng {/[001], Np j| [100]. Зерна, ле-
жащие в иммерсионном препарате на плоскостях спайности, дают оп-
тический разрез _L Nm. Угасание прямое, удлинение положительное.
Ng = 1,677—1,684; Nm= 1,658—1,665; Np= 1,657—1,661; Ng—Np =
= 0,020—0,023.
В ультрафиолетовом свете изредка люминесцирует беловато-голу-
бым. Неплавок. Смоченный Co(N03)2 и прокаленный приобретает
синюю окраску.
В отдельных зернах сходен с дистеном, тремолитом, волластони-
том и клиноцоизитом. От всех названных минералов отличается пря-
мым угасанием и светопреломлением. В иммерсионной жидкости
с п= 1,660 при вращении столика микроскопаобнаруживает отчетли-
вую псевдоабсорбцию.
Месторождения силлиманита приурочены к двум различным ти-
пам пород. Наиболее часто он встречается в богатых слюдами кри-
сталлических сланцах и гнейсах, где сопровождается альмандином,
кордцеритом, иногда андалузитом, сапфирином, шпинелью и другими
глиноземистыми минералами. Образуется также в процессах контак-
тового метаморфизма богатых глиноземом осадочных пород (в рого-
виках, измененных ксенолитах глинистых сланцев) под воздействием
интрузий гранитоидсв и других изверженных пород.
Уранофан Ca(UO2)2[Si2O7] • 6Н2О
Уранофан — редкий минерал россыпей Кристаллизуется в ромби
ческой сингонии.
Встречается в виде агрегатов игольчатых и волосовидных кристал-
лов, а также в виде скрытокристаллических плотных и корковидных
образований, иногда заметно окатанных (табл. 54, фиг. 8). Для агре-
гатов характерно параллельно-шестоватое, радиально-лучистое или
волокнистое сложение.
Цвет бледно-желтый, лимонно-желтый, иногда зеленовато- и бу-
ровато-желтый (от примесей карбонатов меди и гидроокислов железа).
Блеск стеклянный, в агрегатах матовый. Тв. (в плотных агрегатах)
2—3; уд. вес 3,8—3,9.
Под микроскопом прозрачен; окрашен в бледно-желтый цвет и
обнаруживает заметный полихроизм от желтого по Ng до бесцветного
по Np. Характерна шестоватая или игольчатая форма отдельных ин-
дивидов.
Двуосный отрицательный с малым (30—45°) углом оптических
осей. Дисперсия угла оптических осей очень сильная г>щ отмечается
216
также перемена направлений колебаний для лучей различных длин
волн. Для натрового света Arg'll[001], Np||[100]. Угасание прямое, удли-
нение положительное. Ng= 1,665—1,676; Nm= 1,660—1,670; Np= 1,640—
1,650; Ng—Np = 0,020—0,026. Часто наблюдается аномальная интерфе-
ренционная окраска: тусклая синяя, лиловая, фиолетово-синяя.
В ультрафиолетовом свете слабо люминесцирует желто-зеленым
или коричневато-зеленым. Наблюдаемая изредка в образцах уранофана
яркая зелено-желтая люминесценция обусловлена примесью отенита
В кислотах разлагается с выделением геля кремнекислоты. Перед
паяльной трубкой чернеет и оплавляется. Перл буры ярко люминесци-
рует голубовато-зеленым. Сильно радиоактивен.
В плотных массах может быть принят за соддиит, склодовскит,
отенит, p-уранотил, иногда за клиноцоизит (соссюрит). От урановых си-
ликатов отличается оптическими свойствами; от наиболее входного с
ним по составу [3-уранотила отличим прямым угасанием и более низ-
кими показателями преломления.
Образуется в зонах окисления гидротерматьных и пегматитовых,
изредка осадочных месторождений урана, обычно как продукт измене-
ния урановых слюдок, гуммита и других вторичных минералов урана
Отмечен также в виде корочек, налетов и пленок по трещинам в гра-
нитах, липаритах, дацитах, гнейсах, железистых кварцитах, а также
в песчаниках, песчано-глинистых сланцах и других породах, заклю-
чающих те или иные урансодержащие минералы.
Гуммит
Под этим названием обычно выделяют плотные скрытокристалли-
ческие образования, возникающие в процессах разрушения окислов
урана. Главными компонентами их, как показали исследования, яв-
ляются сложные гидроокислы урана и свинца типа кюрита
2РЬ0 • 5UO2 • 4Н2О и силикаты урана типа соддиита (UCb^SiOJ •
• 2Н2О.
В россыпях встречается исключительно редко и только в непосред-
ственной близости от коренных месторождений, преимущественно в
элювиальных и делювиальных отложениях. Встречается в виде остро-
угольных или частично окатанных зерен, обладающих характерным
плоокораковинчатым изломом (табл. 54, фиг. 9). Цвет различный
красный, оранжево-красный (в случае преобладания корига), желто-
красный, иногда оранжевый и желтый (при преобладании соддиита),
в порошке бледно-оранжевый или желтый. Блеск смолистый или алмаз-
ный, часто восковой. Тв. 3—4. Уд. вес 4,5—7 (больше для красного
гуммита). Весьма хрупок, раздавливается легко.
Под микроскопом в порошке бледно-оранжевый или желтый, агре-
гатно поляризует. Средний показатель преломления варьирует в ши-
роких пределах 1,7—2,0. Характерна оптическая неоднородность зерен,
выражающаяся в типичном «шагреневом» их рельефе, наблюдающемся
вне зависимости от показателя преломления иммерсионной среды.
В кислотах растворяется с выделением студнеобразной SiO2.
П. п. тр. отделяет воду, чернеет, но не плавится. Перл буры в ультра-
фиолетовом свете и в катодных лучах ярко люминесцирует голубовато-
зеленым. Сильно радиоактивен.
По цвету и алмазному блеску зерен может быть принят за кро-
коит и реальгар. Легко отличим от обоих этих минералов отсутствием
спайности, оптическими свойствами и люминесцирующим перлом.
Встречается преимущественно в гранитных пегматитах как продукт
разрушения уранинита, часто в псевдоморфозах по кристаллам послед-
него. Наблюдался также в зонах окисления жильных гидротермальных
месторождений настурана.
В условиях переноса весьма нестоек и быстро разрушается.
217
Диоптаз Cu6(Si60i8) • 6Н2О
Редкий минерал россыпей, встречающийся в них совместно с зо-
лотом, лимонитом, малахитом, пиритом, церусситом, вульфенитом и не-
которыми другими минералами.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в ромбоэдрическом виде
симметрии. Кристаллы имеют короткостолбчатый облик и образованы
преобладающими гранями гексагональной призмы и подчиненными им
гранями ромбоэдра. В россыпях наблюдается в виде обломков кристал-
лов и в форме угловатых или в различной степени окатанных зерен
(табл. 54, фиг. 10).
Цвет изумрудно-зеленый, иногда с голубоватым или синеватым
оттенком; в порошке светло-зеленый. Прозрачен или просвечивает.
Блеск сильный стеклянный.
Тв. 5. Спайность ясная по ромбоэдру. Хрупок, раздавливается
средне. Уд. вес 3,30—3,35.
Под микроскопом в порошке зеленый, со слабым полихроизмом.
Одноосный положительный, иногда аномально двуосный с секто-
риальным строением зерен. Угол оптических осей в этих случаях мо-
жет достигать 40° и более. No= 1,644—1,658; Ne= 1,697—1,708;
Ne — No = 0,050—0,053.
He люминесцирует. В кислотах растворим с выделением геля крем-
незема. От аммиака раствор (приобретает синюю окраску. Неплавок,
при нагревании выделяет воду, синеет, а после прокаливания в окис-
лительном пламени чернеет; в восстановительном пламени приобретает
буро-красную окраску. Смоченный НС1 окрашивает пламя горелки в
лазурно-голубой цвет.
В неправильных зернах наиболее сходен с малахитом и хризокол-
лой. От первого минерала наиболее просто отличается по поведению в
кислотах (разлагается без вскипания), от хризоколлы — оптической
анизотропностью.
Встречается в зоне окисления медных сульфидных месторождений
совместно с хризоколлой, малахитом, церусситом, каламином, смитсо-
нитом и другими вторичными минералами.
ГЛАВА VIII
МИНЕРАЛЫ ТЯЖЕЛОЙ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОЙ ФРАКЦИИ
В электромагнитной фракции выделяются минералы, характери-
зующиеся повышенной магнитной восприимчивостью (300-166>х>
>15-10® CGSM). В большинстве своем они представляют соединения
элементов — магнитофоров: элементов семейства железа и примыкаю-
щих к нему Мп и Сг, а также лантанидов и актинидов. Большинство
минералов этой фракции относится к классу силикатов (островных,
цепочечных, ленточных, листовых и кольцевых) Mg, Fe, Са и Мп; на
втором по распространенности месте стоят простые и сложные окислы
и гидроокислы Fe-", Сг, Мп, U, Nb, Та, Се, Y; подчиненное значение
имеют фосфаты редких земель, марганцево-железистые вольфраматы
и одноэлементные минералы.
Кроме повышенной магнитной восприимчивости, выделяющиеся в
этой фракции минералы отличаются от минералов немагнитной фрак-
Таблица 22
Очноэлех еьт- ные минералы Простые и сложные окислы и гидроокислы Вольфраматы и фосфаты Силикаты
Платина Осмистый иридий Гематит Гетит Лимонит Ильменит Хромшпинелиды Пиролюзит Вад Псиломелан Уранинит Настуран Ильменорутил Колумбит Вольфрамит Монацит Ксенотим Флоренсит Койвинит Оливин Ставролит Пироп Альмандин Спессартин Гроссуляр Андрадит Уваровит Шорломит Везувиан Цоизит Клиноцоизит Эпидот Пьемонтит Ромбические амфиболы (ан- тофиллит, жед- рит) Моноклинные амфиболы (акти- нолит, роговая обман- ка, керсутит, глаукофан, холмквистит) Магнезиально- железистые слю- ды (флогопит, биотит, лепидо- мелан)
Танталит Эшинит-приорит Эвксенит-поли- краз Самарскит Фергусонит-фор- манит Ортит Пренит Ромбические пи- роксены Моно к ли иные-пи- роксены (диоп- сид, диопсид-ав- гит, хромдиоп- сид, авгит, эги- рин-авгит, эги- рин) Родонит Бустамит Хлориты Серпентин Гарниерит Хлоритоид Аксинит Турмалин Сфен Лампрофиллит Рамзаит Гельвин
219
ции отчетливо выраженной идиохроматической окраской (черной, бу-
рой, красной, зеленой, желтой), более высоким удельным весом и в
общем более высокой твердостью. Большинство этих минералов, <в
частности почти все силикаты, неустойчивы в процессах переноса и
химического выветривания.
В табл. 22 указываются 75 минералов и минеральных разновид-
ностей, описание которых приводится ниже.
Группа платины
Минералы группы платины довольно часто встречаются в каче-
стве спутников россыпного золота, но сколько-нибудь значительные
самостоятельные россыпи образуют лишь в районах распространения
интрузивных пород габбро-перидотитовой формации.
На основании химического состава и кристаллической структуры
в этой группе выделяют два ряда минералов: ряд платины, наиболее
распространенный, и ряд осмистого иридия, встречающийся значитель-
но реже.
Платина. В химическом отношении представляет собой твердые
растворы металлов семейств платины и железа (Pt, Ir, Os, Pd, Rh, Ru,
Fe, Ni, Co), а также некоторых других элементов (Си, Ag, Pb, Au).
Разновидности: а) поликсен & содержанием 4—10% Fe; б) ферронла-
тина с содержанием >10% Fe; в) иридистая платина (до 8% 1г),
г) медистая (до 17% Си и до 15% Fe); д) никелистая (до 4% Ni);
е) палладистая (до 30—37% Pd) платина.
Платина кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдри-
ческом виде симметрии. Кристаллы редки и обычно плохо или не пол-
ностью образованы, деформированы и искажены. Они имеют кубиче-
ский или кубооктаэдрический облик с габитусными гранями {100}, {111}
{ПО}, реже {210} и {310}.
Чаще всего платина встречается в виде зерен самой различной фор-
мы: неправильных округлых или удлиненных, каплевидных, крючковид-
ных, пластинчатых, лепешковидных, а также в виде скелетных или
губчатых выделений, иногда содержащих вростки хромшпинелида и
силикатов (табл. 56, фиг. 1—5). Неправильные и скелетные формы зе-
рен характерны для россыпей, располагающихся поблизости от корен-
ных источников платины; на удалении от них, особенно в косовых
россыпях, преобладают зерна платины пластинчатой и лепешковидной
формы, часто заметно окатанные (табл. 57, фиг. 1—3).
Поверхность зерен обычно неровная, ямчатая, часто сохраняющая
отпечатки частиц вмещающей породы, реже гладкая и блестящая. На
поверхности окатанных зерен платины нередко наблюдается штрихов-
ка, обусловленная присутствием вростков тончайших пластинок осми-
сюго иридия, выкрашивающихся в процессе истирания зерен.
Цвет платины серебристо-белый или светлый стально-серый (по-
ликсена, иридистой и никелистой платины), также свинцово-серый до
темно-серого (ферроплатины). Для некоторых разновидностей платины
характерны бронзовый (медистая платина) и латунно-желтый (палла-
дистая платина) отгонки. Блеск металлический от сильного до сред-
него. Спайность у большинства разновидностей отсутствует, для нике-
листой платины отмечены следы спайности по кубу. Излом крючкова-
тый. Ковка, за исключением медистой и никелистой разновидностей —
полухрупких. Уд. вес платины в зависимости от ее состава колеблется
от 14,0 до 19,5. Тв. 4—4,5 до 5 (иридистая платина).
Поликсен, палладистая и иридистая платина парамагнитны; фер-
роплатина и медистая платина ферромагнитны, причем иногда обна-
руживают полярный магнетизм (ферроплатина). Хороший проводник
электричества и тепла.
220
П.п. ip. не плавится. НО, HNO3, II2SO4 и обычные плавни на
платину не действуют, но все разновидности (за исключением иридис-
той платины) растворимы в царской водке.
Коренные месторождения платины приурочены к магматическим
породам основного и ультраосновного состава. Наиболее распростране-
ны месторождения, генетически связанные с глубинными породами так
называемой габбро-перидотитовой формации, характерной для складча-
тых поясов: оливиновыми габбро, пироксенитами, перидотитами, дуни-
тами. Платина здесь выделяется в различные стадии кристаллизации
пород: а) вместе с силикатами в перидотитах, пироксенитах и дунитах
(поликсен, иридистая платина); б) в гистеромагматическую стадию в
хромитовых шлирах и гнездах в дунитах и перидотитах (ферроплатина).
Медистая и никелистая платина являются вторичными образованиями
и возникают путем метаморфизма поликсена и ферроплатины в процес-
се серпентинизации платиноносных ультраосновных пород.
В россыпях, формирующихся за счет месторождений этого типа,
платина сопровождается хромшпинелидом, магнетитом, диопсид-авги-
том, роговой обманкой, титаномагнетитом, эпидотом, оливином, хром-
диопсидом, лимонитом, иногда золотом, ильменитом, плеонастом и не-
которыми другими минералами. В древних аллювиальных отложениях,
измененных процессами химического выветривания, главными спутни-
ками платины являются хромшпинелид, магнетит, мартит, лимонит,
шпинель.
Вторым типом месторождений платины являются гистеромагмати-
ческие сегрегации ее в норитах, габбро-диабазах, интрузивных долери-
тах, где платина тесно ассоциирует с сульфидами меди и никеля. Такие
месторождения обычно приурочены к платформенным структурам, а в
их пределах к окраинам внутренних прогибов, выполненных более мо-
лодыми осадочно-вулканогенными образованиями. Россыпная платина
в этих районах обычно тонкозернистая, чешуйчатая, а по составу не-
редко палладистая и никелистая. Она сопровождается магнетитом, ав-
гитом, амфиболами, ильменитом, альмандином, эпидотом, изредка хром-
шпинелидом и другими минералами.
Кроме указанных выше месторождений, платина изредка встре-
чается в контактово-метасоматических породах (скарнах) и в кварце-
вых жилах, где сопровождается спёррелитом.
Осмистый иридий. Минералы, относящиеся к ряду осмистого ири-
дия, обычно сопровождают платину в ее россыпных месторождениях,
реже образуя самостоятельные россыпи (обычно в сопровождении зо-
лота) .
В химическом отношении они представляют собой твердые раство-
ры Os и 1г переменного состава, иногда с примесью небольших коли-
честв Pt, Pd, Ru, Rh, Fe, Си. В зависимости от содержания главных ком-
понентов выделяют два минеральных вида: а) невьянскит (Ir, Os) с пре-
обладанием иридия и б) сысерскит (Os, 1г), где преобладающим ком-
понентом является Os. Для обоих минералов установлено несколько раз-
новидностей: плагинистые, родистые и рутенистые невьянскит и сы-
серскит.
Минералы ряда осмистого иридия кристаллизуются в гексагональ-
ной сингонии, в дигексагонально-дипирамидальном виде симметрии.
В россыпях встречаются обычно в виде кристаллов, их обломков и мо-
дификационных форм, возникающих в процессе окатывания зерен
(табл. 57, фиг. 4, 5). Кристаллы пластинчатые или таблитчатые^ по
{0001j, подчиненное мопфологическое значение имеют грани {1011},
{1010} и реже— {1121}. Грани дипирамиды {1011} нередко раз-
виты неодинаково, большие и малые чередуются через одну, вследствие
чего кристаллы осмистого ириция иногда в плане приобретают очерта-
221
ния треугольника с усеченными вершинами. Вследствие неполного раз-
вития боковых граней кристаллы осмистого иридия иногда имеют
форму пластинок с округлыми или неправильными криволинейными
очертаниями (табл. 57, фиг. 5).
Поверхность пинакоидальных граней часто бывает ступенчато-во-
гнутой, несущей негативные шестиугольные пирамидки роста. Изредка
наблюдаются скелетные формы с сквозными отверстиями в центральной
части кристаллов.
Цвет варьирует от оловянно-белого или напоминающего цвет полиро-
ванной нержавеющей стали (невьянскит) до стально-серого, изредка
темно-серого (сысерскит). Блеск сильный металлический, для некото-
рых разновидностей богатого осмием сысерскита — тусклый металличе-
ский. Тв. 6—-7, уменьшается с повышением содержания осмия. Спай-
ность совершенная (у невьянскита) или средняя (у сысерскита) по
{0001}. Хрупки, раздавливаются с большим трудом. Удельный вес
19,3—21,2, больший для сысерскита. Все разновидности осмистого ири-
дия парамагнитны, сысерскит иногда обнаруживает слабые ферромаг-
нитные свойства.
В кислотах и царской водке нерастворимы. П. п. тр. не плавятся;
при сильном накаливании разновидности, богатые осмием, темнеют,
становятся матовыми, теряют в весе. Образующиеся при этом пары
OsO4 обладают неприятным резким запахом и окрашивают пламя го-
релки в желтовато-красный цвет. Сплав сысерскита с селитрой имеет
зеленоватую ркраску, при кипячении в Н2О сплав разлагается, выделяя
черный порошок металлического иридия. При растворении сплава не-
вьянскита с селитрой в разбавленной HNO3 и длительном кипячении
раствора выделяется синий порошок окиси и гидроокиси иридия.
Минералы ряда осмистого иридия генетически связаны преиму-
щественно с глубинными ультраосновными породами — дунитами и
перидотитами, где часто ассоциируют с платиной и хромшпинелидом.
Выкристаллизовываются обычно раньше платины и нередко образуют
в ней правильно или беспорядочно ориентированные вростки тончай-
ших пластинок и листочков. В качестве минералогической редкости
осмистый иридий наблюдался и в месторождениях гидротермального
типа: в кварцевых жилах в ассоциации с пиритом и золотом (иногда
в срастаниях с ним). Эти находки делают понятным присутствие от-
дельных зерен осмистого иридия (невьянскита) во многих золотонос-
ных россыпях, где этот минерал часто не сопровождается платиной
Гематит Ре20з
Обычный минерал россыпей,^особенно широко распространенный
в районах развития осадочных железорудных формаций, а также не-
которых вулканогенных и вулканогенно-осадочных комплексов. В этих
районах гематит нередко почти нацело слагает тяжелую электромаг-
нитную фракцию шлихов и концентратов.
В зависимости от агрегатного строения и частично от состава ми-
нерала выделяют две разновидности гематита: ясно кристалличе-
скую— железный блеск, и скрытокристаллическую — красный желез-
няк. В качестве изоморфных примесей в составе железного блеска
часто присутствует Ti, изредка Mg; красный железняк обычно“содер-
жит адсорбционную воду, а также механические примеси: SiO2, гидро-
окислы А1 и Мп и др.
Морфологически и по некоторым физическим свойствам, а также
по условиям образования обе эти разновидности гематита существенно
отличаются друг от друга.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в дитригопально-ска-
леноэдрическом виде симметрии
'22
Кристаллы железного блеска имеют обычно пластинчатый или
таблитчатый (иногда ромбоэдрический) облик и образованы преобла-
дающими гранями пинакоида и подчиненными им гранями ромбоэдра
{1011}, изредка {2243}, гексагональной призмы и других форм.
Грани этих второстепенных форм иногда плохо развиты, и в этих
случаях кристаллы гематита приобретают вид пластинок с неровными
или неправильно-закругленными краями.
Обычны параллельные или субпараллельные срастания по базо-
пинакоиду, а также многократные двойниковые сростки по (1011), про-
являющиеся в виде системы грубых штрихов на поверхностях {0001}
(табл. 58, фиг. 1).
Часто встречается в виде кристаллических сростков (табл. 58,
фиг. 2), а также неправильных пластинчатых зерен и листочков
(табл. 58, фиг. 3).
Цвет железного блеска от светлого стально-серого до темно-серого.
На поверхностях пинакоида иногда наблюдается синеватая или пестрая
(радужная) побежалость. Блеск металлический, сильный. В краях тон-
ких листочков и зерен иногда просвечивает темно-красным. В порошке
буровато-красный.
Спайность не выражена, но часто отмечается отдельность по
{0001} и {ЮН}. Излом неровный, ступенчатый по {0001}, рако-
винчатый в других направлениях. Хрупок, раздавливается с трудом
Тв. 6,5. Уд. вес 5,2—5,3.
Под микроскопом в иммерсионном препарате в тонких частицах
прозрачен. Одноосный отрицательный, No = 3,15—3,22; Ne = 2,87—2,94;
No — Ne = Q,28. Полихроизм от слабого до заметного; No — красный,
вишнево-красный, Ne — желто-красный, оранжевый.
Формы нахождения красного железняка более разнообразны.
В россыпях он встречается в виде угловатых плотных частиц (табл. 58,
фиг. 4,5), корковидных или натечных стяжений (фиг. 6), скорлуповато-
слоистых оолитовых образований (табл. 58, фиг. 7), в виде псевдомор-
фоз по октаэдрическим кристаллам магнетита (так называемый мартит,
табл. 59, фиг. 1—3), изредка псевдоморфоз <по кристаллам пирита
(табл. 59, фиг. 4) и сидерита, а также в виде рыхлых пористых агрега-
тов и в различной степени окатанных зерен (табл. 59, фиг. 5).
Цвет красного железняка бурый, коричнево-бурый, красно-бурый,
в рыхлых массах кирпично-красный; в порошке красновато-бурый, охря-
но-красный. Блеск для плотных частиц слабый металловидный или
жирный, для пористых масс и корковидных стяжений матовый.
Оолитовые образования, а также плотные окатанные частицы
(обычно происходящие из древних россыпей) нередко имеют гладкую
глянцевитую поверхность.
Излом неровный, раковинчатый или занозистый. Твердость колеб-
лется в зависимости от агрегатного строения частиц в пределах 5,5 —
3,5. Уд. вес 5,0—4,2.
Под микроскопом в порошке агрегатно поляризует.
Плотные частицы красного железняка, оолитовые его образования
и мартит иногда обнаруживают сильные магнитные свойства и при се-
парации шлихов выделяются в магнитной фракции. Это обусловлено
либо примесью магнитной y = Fe2O3 (маггемита), возникающей при
обезвоживании гидроокислов железа (в случае оолитов и плотных
зерен), либо яге присутствием реликтов магнетита (в случае мар-
тита) .
Все разновидности гематита разлагаются НС1, причем железный
блеск разлагается медленно и лишь при нагревании. П. п. тр. не пла-
вится, в восстановительном пламени темнеет и после прокаливания
приобретает магнитные свойства.
223
Месторождения гематита весьма многочисленны и генетически раз-
нообразны. В небольших количествах он выделяется в глубинных маг-
матических породах (гранитоидах, сиенитах, щелочных сиенитах, габ-
бро) и в пегматитах в заключительную стадию кристаллизации пород.
Встречается в эффузивных породах (преимущественно кислых и сред-
них), где выделяется по трещинкам в породе и в миндалинах как про-
дукт реакции газовых отщеплений застывающих лав — железный блеск,
реже скрытокристаллическая разновидность гематита.
Широко распространен в контактово-метасоматических (скарно-
вых) месторождениях в ассоциации с кварцем, геденбергитом, андра-
дитом, пиритом, магнетитом (железный блеск, также мартит).
Встречается во многих жильных гидротермальных месторождениях,
где сопровождается карбонатами, кварцем, баритом, магнетитом, пири-
том, хлоритом и другими минералами, а также в продуктах гидротер-
мального изменения серпентинитов (в тальково-хлоритовых, тальково-
карбонатных и других породах).
В значительных массах встречается в породах, возникших в процес-
се регионального метаморфизма — в железистых кварцитах, некоторых
гнейсах, кварцево-слюдяных сланцах (железный блеск), реже в филли-
тах, актинолито-хлоритовых, .эпидото-хлоритовых и других сланцах
(главным образом железный блеск), иногда в срастаниях с ильменитом.
Обычен в жилах альпийского типа, залегающих в метаморфизованных
основных породах (/келезныи 'блеск, часто с повышенным содержани-
ем TiO2).
Широко распространен во многих осадочных породах, часто в виде
линз, залегающих среди мелководных карбонатных осадков, где обра-
зуется за счет гидроок&слов железа в процессах диагенеза и метамор-
физма отложении (оолитовый и плотный красный железняк, часто маг-
нитный) .
Образуется также в зонах окисления железорудных и колчеданных
месторождений различных генетических типов, а также в коре вывет-
ривания горных пород в районах засушливого и жаркого климата.
В качестве аутигенного минерала часто возникает в самих россы-
пях в процессах интенсивного химического выветривания древних аллю-
виальных и других отложений. В этих случаях обычно возникает крас-
ный железняк, образующийся в виде конкреций, корок, рыхлых масс,
иногда стяжений и натечных форм.
Гётит HFeO2. Лимонит HFcO2 • aq
Один из наиболее распространенных минералов россыпей, часто
почти нацело слагающий тяжелую фракцию концентратов и шлихов.
На основании структурно-морфологических признаков выделяют две
разновидности, несколько отличающиеся между собой и по химическому
составу: а) ясно кристаллическую разновидность — гётит; б) скрыто-
кристаллическую или метаколлоидную разновидность — гидрогётит или
лимонит, содержащую адсорбционную воду и обычно те или иные физи-
ческие примеси — гидрогематита, кварца, опала, гидроокислов А1 и Мп,
различных карбонатов и других минералов.
Гётит кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирами-
дальном виде симметрии. Кристаллы редки. Они имеют столбчатый или
призматический до шестоватого и игольчатого облик, иногда уплощены
по {010у и в этом случае приобретают форму удлиненных пластинок.
Габитусными гранями одиночных кристаллов гётита являются {210},
{110}, {021}, иногда {201}, {010}. {011}, {101} и некото-
рые др. (рис. 58; табл. 60, фиг. 1 и 2). Часто образует сростки и агрегаты
игольчатых и пластинчатых неделимых, вплоть до скрытокристалличе-
ских плотных или радиально-волокнистых масс (см. «Лимонит»).
221
Цвет коричнево-бурый, черновато-коричневый, в порошке коричне-
вато-желтый. Блеск алмазовидный, на гранях кристаллов металловид-
ный. В краях тонких зерен просвечивает желтовато-бурым. Спайность
ясная по {010}, несовершенная по {100}. . Тв. 5—5,5. Хрупок, раз-
давливается средне. Уд. вес 4,2—4,3.
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) прозра-
чен и окрашен в коричневато-желтый цвет. Двуосный отрицательный
Оптическая ориентировка: Np |{ [010], плоскость оптических осей для
синего, зеленого и желтого света (001), для красного (100). Угасание
относительно спайных ограничений зерен прямое, удлинение отрица-
тельное (для желтого света).
Зерна, лежащие на плоскостях главной спайности, дают коноскопи-
ческую -фигуру разреза с выходом острой биссектрисы. 2V= (—) 15—
—30°, дисперсия г>и очень сильная. Поли-
хроизм заметный в желтых и коричнево-желтых
тонах, схема абсорбции Ng>Np.
Ng = 2,i0; Nm = 2,39-, Np = 2,2Q (при гидрата-
ции снижаются); Ng~Лгр = 0,14. В разрезах по
наилучшей спайности Ng—Nm = 0,008—0,010;
обычна зеленовато-синяя аномальная интерфе-
ренционная окраска.
Лимонит в россыпях распространен значи-
тельно шире в сравнении с гётитом. Формы его Рис. 58. Кристалл гетита
нахождения разнообразны. Он встречается в виде (Урал, р. Тура)
корковидных пористых, охристых и землистых
образований (табл. 60, фиг. 3), иногда содержащих включения песча-
ного и глинистого материала; наблюдается в виде псевдоморфоз по
кристаллам пиоита (табл. 60, фиг. 4—6), марказита, ярозита (табл. 61,
фиг. 1 и 2) и других железистых минералов, псевдоморфоз по частицам
карбонатных пород (иногда по органическим остаткам, табл. 61, фиг. 3),
в виде оолитов (табл. 61, фиг. 4), пустотелых конкреций, стяжений,
обломков натечных форм и, наконец, в виде плотных угловатых или
в различной степени окатанных зерен (табл. 61, фиг. 5, 6). Корковидные
образования, конкреции, стяжения и жеоды лимонита особенно широко
распространены в некоторых древних россыпях, измененных процессами
выветривания.
Цвет буро-коричневый, коричнево-желтый, охристо-желгый; в порош-
ке буровато-желтый. Блеск слабый жирный или смолистый, на гладких,
как бы лакированных, поверхностях псевдоморфоз по пириту, оолитов
и натечных форм иногда алмазовидный. Хрупок. Излом неправильный,
для плотных частиц раковиичатый, иногда скорлуповатый и занози-
стый. Натечные образования в изломе часто обнаруживают радиально-
волокнистую структуру. Тв. 2—5. Уд. вес 3,2—4, варьирует в зависи-
мости от агрегатного сложения частиц.
Под микроскопом просвечивает, иногда прозрачен; окрашен в блед-
ный коричневато-желтый или охристо-желтый цвет. Агрегатно поляри-
зует, часто изотропен. А=2,1—2,3.
Гётит и лимонит легко разлагаются кислотами. П. и. тр. теряют
воду и переходят в гематит; при прокаливании в восстановительном
пламени приобретают магнитные свойства.
Гётит и лимонит являются вторичными минералами и представ-
ляют собой наиболее обычный продукт разрушения сульфидов, силика-
тов, карбонатов и других природных соединений железа.
Широко распространены в зоне окисления сульфидно-колчеданных
месторождений (лимониты, часто содержащие примесь Мп, Си, РЬ, Со
и др.); накапливаются в коре выветривания разнообразных горных
пород, особенно основных и ультраосновных изверженных пород, где
15 А. А. Кухаренко 225
возникают при разложении амфиболов, пироксенов, биотита, оливина,
гранатов и других железистых силикатов; образуются в процессах окис
ления сидерита, анкерита и других железосодержащих карбонатов
Весьма обычны во многих осадочных породах, особенно в при-
брежно морских, озерных и некоторых наземных осадках, где нередко
образуют значительные скопления в виде оолитовых бурых железняков
озерных, болотных и дерновых руд, выделяются в цементе обломочных
пород Лимониты осадочного происхождения часто обнаруживают по
вышенное содержание Мп, Р, иногда V
Во многих древних россыпях лимонит присутствует в качестве
аутигенного минерала и образуется здесь в процессах глубокого хими-
ческого выветривания галечников, преимущественно в предплотиковот
иасти наносов
Кристаллическая разновидность — гетит возникает главным обра
зом в процессе дегидратации и последующей перекристаллизации ли-
монита, но в некоторых случаях выделяется непосредственно из рас-
творов совместно с карбонатами, кварцем, баритом, цеолитами (в мин-
далинах диабазов и в некоторых жильных месторождениях).
Ильменит (Fe, Mg)TiO3
Широко распространенный минерал Устойчив в условиях переноса
и часто концентрируется в значительных количествах, особенно в при
брежно морских россыпях, а также в некоторых речных их типах, ccbop
мированных в процессе перемыва рыхлого покрова коры выветривания
различных изверженных и метаморфических горных пород В россыпях
сопровождается цирконом, рутилом, лейкоксеном, брукитом, гематитом,
часто монацитом, хромшпинелидом, иногда корундом, шпинелью, ал-
мазом и некоторыми другими абразивно и химически стойкими мине
ралами
В химическом отношении в основном представляет собой пзоморф
ную смесь двух компонентов — ильменита FeTiOs и геикилита MgTiO3,
промежуточные члены ряда получили название магиоильменита В не-
больших количествах часто устанавливается примесь Мп, а также Fe ,
обычно обязанная присутствию в ильмените вростков гематита
Наиболее распространен в россыпях ильменит, реже и лишь в не-
которых районах встречается магноильменит, гейкилит в россыпях до-
стоверно не установлен
Встречается в виде кристаллов и различных модификационных
форм, возникающих в процессе длительного окатывания кристаллов и
.еетт
Кристаллизуется в григональнои синюнии, в ромбоэдрическом ви-
де симметрии Кристаллы обычно таблитчатые, то пластинчатых по
(0001) и часто хорошо образованы Главнейшими формами являются
{*0001} и основной помбоэдо {1121J1, в комбинации с которыми
сбы I I присутствуют {2021} {4043}, {2241}, иногда ,1011}.
{1010} и некоторые др Наиболее простыми являются кристаллы ром-
боэдрического облика, внешне похожие на уплощенные октаэдры и об
разованные комбинацией приблизительно одинаково развитых граней
{0001} и К121} (рис 59, а, табл 62, фиг 2, 4) Такая форма кри-
сталлов характерна для ильменита, происходящего из метаморфизован-
ных зеленокаменных пород (альбито-хлоритовых, эпидото актинолито-
хлоритовых и других «зеленых» сланцев), а также из некоторых фил-
литов
1 В -установке В Гольдшмидта в остановке Дж Дэна {1011}
?-С
Более сложные формы кристаллов, имеющие в плане очертания
шестиугольных таблиц и образованные комбинацией пинакоида и
(1011}, {z241} или {2021} и {4043’ свойственны ильменитам,
происходящим из основных изверженных пород, сиенитов и связанных
с ними жильных месторождений (рис 59, бив, табл 62, фиг 1)
Поверхности базопинакоида кристаллов того и другого типов часто
несут штриховку, обусловленную полисинтетическим двойникованием по
{1121} Грани кристаллов нередко корродированы неровные или гру
боямчатые
Чаще всего ильменит встречается в россыпях в виде осколков
кристаллов, неправильных уплощенных утловатых или угловато ока
тайных зерен (табл 62, фиг 3, 5, 6, 7, 8) Ввиду высокой твердости ока-
тыванию поддаемся с трутом и даже при дальнем переносе сохраняет
уплощенную форму и характерную ступенчатую или ямчатую скульпту-
ру поверхности зерен Совершенно окатанные зерна ильменита, имею-
щие дискоидальную форму наблюдаются исключительно редко и в за-
метных количествах встречаются только в прибрежно морских россыпях
а 5 б
Рис 59 Типы кристаллов ильменита
й — ромбоэдрический (Урал р Шалдинка) б и в — таблитча ыи (Урал
реки Вижай и Койва)
Цвет железо черный, буро черный, бурый оттенок окраски усили
вается с возрастанием содержания Mg В порошке бу ровато черный
Блеск полуметаллический В очень тонких зернах магноильмечит иногда
просвечивает бурым Спайность отсутствует, иногда отмечается отдель
ность по {0001}, > (1121} у магноильменита Излом, не
ровный или раковинчатый 1в 5,5—6 Уд вес 4,4 —4,8
Под микроскопом в иммерсионном препарате в порошке ильменит
непрозрачен далее при введении конденора В отличие от магнетита зер
на не агрегируются Магноичьменит просвечивает красно бурым, иногда
прозрачен Одноосный отрицательный, No более 2 5, двупреломление
исключительно высокое
В НС1 и HNO3 нерастворим, при кипячении раз латается H2SO
От Н2О2 сернокислый раствор приобретает желтую окраску П п то
че изменяется
Некоторые разновидности ильменита (содержащие Fe ) обнару
живают ферромагнитные свойства и проходят в магнитную фракцио
ь'лиуп
Часто замещается лейкоксеном образующим на поверхности зерен
иломенита оуровато желтые или белесоватые плотные примазки и скоп
тения (табл 62, фиг 9), наблюдались почти полные псевдоморфозы
леплоксена по ильмениту с реликтами незамещенного минерала
В неправильных зернах и осколках ильменит по цветут и блеску
сходен с хромшпинелидом и минералами группы колумбита—лантали
та В отличие от хромлпинелидов большинство иломенитов непрозрачно
в иммерсионном препарате, просвечивающие его разновидности анизо
тропны
От колумбита ильменит отличается отсутствием спайности, менее
отчетливой оптической анизотропией и положительной реакцией на Ti
la* 227
Первичные месторождения ильменита приурочены к основным и
средним глубинным и жильным изверженным породам — габбро-анор-
тозитам, габбро-диабазам, диоритам, сиенитам. Менее распространен
в гранодиоритах и гранитах; обычен в гранитных и особенно в сиени-
товых пегматитах. Встречается в некоторых перидотитах и пироксени-
тах, а также в нефелиновых сиенитах и породах ийолит-мельтейгитовой
серии.
В основных и ультраосновных изверженных породах сопровожда-
ется моноклинными пироксенами, магнетитом, титапомагнетитом, апа-
титом, пирротином, иногда плеонастом, хромшпинелидами и некоторыми
другими минералами. В сиенитах и гранитоидах ассоциирует с цир-
коном, магнетитом, биотитом, ортитом, монацитом, апатитом и ру-
тилом.
Магноильменпт характерен для ультраосновных изверженных по-
род— перидотитов, некоторых оливинитов и особенно для кимберлитов,
где ассоциирует с пиропом, магнетитом, хромдиопсидом и перовскитом.
Ильменит часто образуется также в процессах метаморфизма основ-
ных еффузивов и их туфов, а также вулканогенно-осадочных пород и
присутствует в виде рассеянной вкрапленности в хлоритовых, альбито-
эпидото-хлоритовых и других «зеленых» сланцах (обычно в срастаниях
с гематитом).
Встречается в гнейсах и амфиболитах, гранат-амфиболовых и дру-
гих кристаллических сланцах. В крупных кристаллах известен в неко-
торых жилах альпийского типа, залегающих в амфиболитах и метамор-
физованных основных эффузивах. Цзредка встречается в скарнах
(обычно марганцовистый ильменит).
Хромшпинелиды (Fe, Mg) (Сг, Al, Fe)2O4
Минералы этой группы довольно часто присутствуют в обломочных
породахл в россыпях, но в значительных количествах встречаются лишь
в районах распространения интрузий габбро-перидотитовой формации,
где хромшпинелид иногда составляет основную часть тяжелой фракции
шлихов.
В условиях выветривания и переноса хромшпинелиды устойчивы и
нередко концентрируются в древних россыпях и особенно в аллюви-
альных, ложковых, пролювиальных и других отложениях, формирую-
щихся в процессе размыва коры выветривания гипербазитов.
Высокая устойчивость хромшпинелидов обусловливает возможность
далекой миграции этих минералов, переноса их различными агентами
и значительную ширину ореолов их рассеяния (иногда общую заражен-
ность хромшпинелидами осадочных толщ) в районах распространения
их первичных месторождений.
В зависимости от соотношения главных и второстепенных компо-
нентов в серии хромшпинелидов выделяют следующие минеральные
разновидности.
1. Хромит РеСг2О4, содержащий менее 5% MgO, FezO3 и А12О3
2. Магнохромит (Mg, Fe) (Сг, А1)2О4, содержащий более 15% MgO
и от 5 до 10% А12О3.
3. Алюмохромит (Fe, Mg) (Сг,А1)2О4, заключающий свыше 15%
А12О3 и от 5 до 10% MgO.
4. Хромпикотит (Mg, Fe) (Al, Сг)2О4, содержащий более 30%
А120з и более 10% MgO.
Кроме указанных компонентов, в хромшпинелидах в качестве при-
меси иногда устанавливаются Мп, Zn, Со, Ni, Ti и V.
Наиболее распространены алюмохромит и хромпикотит; магнохро-
мит встречается реже; весьма редко как в россыпях, так и в коренных
месторождениях наблюдается хромит.
228
Кристаллизуются в кубической сингонии, в гексоктаэдрическом ви-
де симметрии. Кристаллы октаэдрического облика, иногда усложненные
присутствием притупляющих граней {ИО} и {001}. Обычно они
плохо образованы и как бы оплавлены, имеют округлые вершины и
ребра, а иногда обнаруживают лишь неясные признаки огранения
(табл. 63, фиг. 1—7).
В россыпях чаще всего наблюдаются в виде изометрически-угло-
ватых зерен, осколков кристаллов, изредка в виде хорошо окатанных
округлых и яйцевидных форм (табл. 63, фиг. 8—11). Ввиду высокой
твердости зерна хромшпинелидов окатываются с трудом и лишь при
длительном переносе. Встречающиеся иногда в заметных количествах
в современных россыпях хорошо окатанные мелкие зерна хромшпинели-
дов в большинстве случаев заимствованы из более древних осадочных
пород. ПримерОхМ этого являются некоторые россыпи западного склона
Среднего Урала, где русловые отложения речных долин в полосе рас-
пространения терригенных пород силурийского и девонского возраста
обогащаются окатанными зернами хромшпинелида.
Цвет в зернах и порошке, а также -блеск минерала находятся в не-
посредственной зависимости от химического состава хромшпинелида.
Хромиты характеризуются железо-черным цветом, буро-черным
в порошке и слабым металловидным блеском. Магнохромиты и алюмо-
Громиты имеют смоляно-черный (иногда антрацитоподобный) цвет,
темпо-бурый цвет порошка и сильный смолистый блеск. Для хромпико-
титов характерна буро-черная окраска, темно-коричневый цвет порошка
и сильный смолистый (иногда приближающийся к алмазовидному)
блеск; в краях зерен хромпикотиты часто просвечивают коричнево-
бурым.
Изредка в россыпях наблюдаю!ся зерна измененного хромита и
магнохромита, обладающие бархатно-черным цветом, матовые с неров-
ной шероховатой поверхностью. Такие разновидности сохраняют чер-
ную окраску и в порошке. Они образуются в результате окисления и
частичного выщелачивания хромита в процессах гидротермального из-
менения (серпентинизации) хромитсодержащих пород, а также в про-
цессе интенсивного выветривания хромитоносных обломочных отло-
жений.
Тв хромшпинелидов 5,5—6,5, увеличивается с возрастанием содер-
жания Mg и А1. Спайность отсутствует. Хрупкие. Раздавливаются с
трудом (за исключением измененных хромитов). Излом типичный рако-
винчатый (табл. 63, фиг. 9), особенно хорошо заметный при наблюдении
в иммерсионном препарате под микроскопом, где все частицы порошка
имеют остроугольно-криволинейные очертания. Уд. вес. 4,2—4,8.
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) боль-
шинство хромшпинелидов просвечивает или прозрачны, причем степень
прозрачности и окраска в проходящем свете зависит от состава мине-
рала. Хромит слабо просвечивает темно-бурым даже в тонких зернах
и лишь с применением конденсора. Магнохромит и алюмохромит ясно
просвечивают коричневым и желто-красноватым, в тонких зернах
при наблюдении с конденсором вполне прозрачны. Хромпикотит про-
свечивает коричнево-бурым в относительно крупных частицах; в тон-
ких осколках вполне прозрачен и обладает коричнево-желтой, иногда
светлой зеленовато-коричневой окраской.
Изотропны. 7V = 2,05—2,17, возрастает с увеличением содержания
Fe и Сг.
В кислотах нерастворимы. П.п.тр. не изменяются, после прокали-
вания в окислительном пламени часто приобретают магнитные свой-
ства. Перл буры зеленый.
Магнохромит, алюмохромит и хромпикотит немагнитны (обнаружи-
вают только парамагнитные свойства); хромиты, особенно содержащие
229
Fe--- их разновидности, часто обнаруживают Ферромагнитные свойства
и проходят в магнитную фракцию шлихов.
В неправильных зернах сходны с ильменитом (см. «Ильменит»),
магнитный хромит сходен также с магнетитом. В отличие от магнетита
хромит обладает слабо выраженными магнитными свойствами и при-
тягивается к стальной игле одиночными зернами, а не цепочками их.
Вторым отличительным признаком хромита является способность его
просвечивать в тонких частицах в иммерсионном препарате.
Коренные месторождения хромшпинелидов приурочены к ультра-
основным и менее к основным изверженным породам габброперидотито-
вой формации. Наиболее распространены они в дунитах (хромит, магно-
хромит, менее алюмохромит) и некоторых перидотитах-гарцбургитах
(главным образом элюмохромитуреже магнохромит), где нередко обра-
зуют значительные концентрации. В породах этого типа хромшиинелид
ассоциирует с оливином, ромбическими и реже моноклинными пироксе-
нами, часто с платиноидами и магнетитом, а также с вторичными сили-
катами (серпентином, хромдиопсидом, уваровитом, хромовыми хлори-
тами). В небольших количествах алюмохромит и хромпикотит встре-
чаются в некоторых оливиновых габбро, норитах, пироксенитах, иногда
в габбро-диабазах и базальтах.
Пиролюзит AlnOz
Пиролюзит относится к числу нестойких минералов, легко разру-
шается при переносе и поэтому сравнительно редко сохраняется в рос-
сыпях. В заметных количествах в шлихах из аллювиальных и делюви-
альных отложений он встречается лишь поблизости о г коренных источ-
диков, непосредственно размываемых речной сетью или же обнажаю-
щихся на бортах долин.
В качестве аутигенного минерала наблюдается также в некоторых
древних россыпях, измененных процессами интенсивного химического
выветривания. Пиролюзит здесь сопровождается лимонитом и образует
скопления в нижнем (предплотиковом) горизонте наносов.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в дитетрагонально-
дипирамидальном виде симметрии. Кристаллы в россыпях встречаются
исключительно редко. Они имеют столбчатый до шестоватого облик и
обычно плохо образованы. Чаще всего наблюдается в виде угловатых
или окатанных частиц плотного тонкозернистого или скрытокристалли-
ческого сложения, рыхлых и пористых скоплений, обломков почковид-
ных стяжений и конкреций (иногда оолитов) и изредка в виде обломков
кристаллов и ясно кристаллических агрегатов (табл. 64. фиг. 1—3).
Цвет черный, у скрытокристаллических и землистых образований
иногда буровато-черный, вследствие примеси лимонита. Блеск для кри-
сталлов и их обломков полуметаллический для скрытокристаллических
масс матовый.
Спайность совершенная по {ПО}, проявляющаяся в ступенчатом
характере излома зерен. Тв. варьирует от 5,5 для кристаллических обра-
зований до 3—2 для пористых рыхлых масс, часто оставляющих черту
на бумаге. Весьма хрупок.
Уд. вес 4,5—5,0 для кристаллического и плотного пиролюзита и сни-
жается до 3,5—4 для землистых и рыхлых масс.
Под микроскопом непрозрачен. В кислотах растворим. Раствор
в концентрированной НС1 окрашен в темный зеленовато-бурый цвет;
от капли Н2О2 раствор обесцвечивается. В порошке реагирует с Н2О2
с бурным вскипанием. П. п. тр. не плавится.
Перл буры с присадкой минерала в окислительном пламени при-
обретает характерную розово-фиолетовую окраску. Сплав с содой имеет
гол) бовато-зеленый цвет.
230
Повсеместно распространен в зоне окисления различных месторож-
дений марганца (свинцово-цинковых, родонитовых, карбонатных); обра-
зуется в коре выветривания различных горных пород преимущественно
изверженных основного и ультраосновного состава, а также контактово-
метаморфических пород, некоторых кремнистых сланцев. Обычный мине-
рал осадочных пород, формирующихся в мелководных морских, лагун-
ных или озерных обстановках, где нередко образует значительные скоп-
ления оолитовых, конкреционных и сплошных скрытокристаллических
марганцевых руд.
Вад. Псиломелан шМпО • пМпО2 • aq
Под этими названиями объединяют гидроокислы марганца неопре-
деленного состава и различной степени окисления, часто содержащие
в качестве адсорбированных примесей окислы и гидроокислы Fe, Ai,
Со, иногда Ba, Li, Си, Zn, Ni, Si, W и некоторых других элементов
Рыхлые, пористые и землистые массы получили название вада;
плотные, часто имеющие форму натечных образований, называются пси-
ломеланами.
Как и пиролюзит, в заметных количествах в шлихах встречаются
либо вблизи коренных остаточных месторождений марганца (марганцо-
вистые шляпы рудных жил, силикатных и карбонатных порот), либо
в районах развития марганцево-рудных осадочных формаций. В затро-
нутых выветриванием россыпях иногда присутствуют в качестве аути-
генных минералов, образуя вместе с лимонитом конкреции, стяжения,
корки, рыхлые землистые массы преимущественно в нижних горизон-
тах галечников.
В россыпях встречаются в виде угловато окатанных или неправиль-
ных частиц, имеющих землистое сложение (вад; табл. 64, фиг. 4, 5), или
в виде обломков плотных скрытокристаллических образований, конкре-
ций, почковидных натечных форм (псиломелан; табл. 64, фиг. 6 и 7).
Последние иногда имеют гладкую блестящую поверхность и скорлупо-
ватое или радиально-волокнистое строение в изломе.
Цвет в крупных частицах и в порошке бурый, буро-черный (вад),
также черный (псиломелан).
Блеск от сильного полуметаллического для колломорфных образо-
ваний до слабого и матового для землистых. Твердость и удельный вес
колеблются в зависимости от агрегатного характера частиц Тв. 6—2;
уд. вес 4,7—3,5. Хрупки.
Под микроскопом непрозрачны. В кислотах растворимы; в концен-
трированной НС1 вад разлагается легко, давая раствор характерного
темного коричнево-бурого цвета. Псиломелан разлагается лишь при
подогревании; цвет раствора коричнево-бурый с зеленоватым опенком.
В обоих случаях раствор обесцвечивается от прибавления Н2О2. С Н2О2
частицы вада реагируют со слабым вскипанием; псиломелан реагирует
значительно менее интенсивно.
П. п. тр. не плавятся; в закрытой трубке при нагревании выделяют
воду. С бурой дают розово-фиолетовый перл.
В неправильных частицах сходны со скрытокристаллическим пиро-
люзитом; отличаются от него характером реакции с Н2О2 и присхтст
вием воды (нагревание в закрытой трубке).
Типы коренных месторождений вада и псиломелана те же, что и
пиролюзита, в который эти минералы переходят в процессе окисления
и дегидратации. Для псиломелана, образующегося в зонах окисления
сульфидных месторождений, характерны колломорфные (натечные,
гроздьевидпые, почковидные) выделения и присутствие примеси Ва, Си,
РЬ. Вады и псиломеланы, содержащие повышенное количество Со и Ni,
образуются почти исключительно в коре выветривания ультраосновных
изверженных пород и серпентинитов.
231
Уранинит UO2
Один из наиболее редких минералов россыпей, встречающийся
в районах распространения гранитных интрузий и сопровождающих их
пегматитовых полей.
Химический состав природных уранинитов редко отвечает формуле.
Обычно они содержат примесь тория и редких земель иттриевой группы,
изоморфно замещающих уран, а также примесь Fe, Са, Mg и радиоген-
ного свинца. Содержание последнего прямо пропорционально возрасту
минерала и в некоторых уранитах (из докембрийских месторождений)
может достигать 15—20%; одновременно с этим в уранинитах накапли-
вается радиогенный гелий. Часть урана в результате процесса самоокис-
ления и окисления уранинита обычно находится в шестивалентной фор-
ме, что вызывает соответствующее увеличение содержания кислорода.
Нередко в уранинитах присутствует адсорбционная вода. Учитывая ска-
занное, химический состав уранинита может быть выражен общей фор-
мулой (U4\ Th, — TR, 2Pb )02-aq.
x. 3 2 /
Кристаллизуется в кубической сингонии, в гексоктаэдрическом виде
симметрии. Наиболее обычной формой кристаллов являются кубы,
иногда усложненные притупляющими гранями октаэдра и ромбододе-
каэдра. Присутствие последних особенно характерно для уранинитов,
содержащих повышенное количество редких земель (клевеитов).
Кристаллы обычно плохо образованы, имеют шероховатые или сту-
пенчатые грани и нередко покрыты бурыми и оранжевыми примазками
и корочками вторичных продуктов, среди которых часто присутствуют
кюрит и соддиит (см. «Гуммит»).
В россыпях встречается в виде кристаллов, их обломков, неправиль-
ных или слабоокатанных зерен (табл. 65, фиг. 1), часто покрытых ко-
рочками продуктов окисления.
Цвет железо-черный, буро-черный, в изломе смоляно-черный. Блеск
от полуметаллического на гранях кристаллов до смолистого в изломе.
Бурый оттенок окраски и смолистый характер блеска усиливаются по
мере окисления уранинита. В порошке черный или буровато-черный.
Обычно совершенно непрозрачен, но некоторые ураниниты в краях тон-
ких осколков иногда просвечивают темно-бурым.
Спайность не выражена, изредка проявляется отдельность по {10 0}
и }Н1}; излом неровный до раковинчатого. Тв. 6—7, у окисленных раз-
новидностей снижается до 4—4,5. Хрупок, раздавливается средне. Уд.
вес колеблется от 10,5 до 6,5, обычно находится в пределах 9,5—8.
Под микроскопом в порошке чаще всего непрозрачен, иногда же
при введении конденсора просвечивает бурым. Неплавок. В НС1 и HNO^
растворяется, причем особенно легко растворимы окисленные разновид-
ности уранинита, содержащего редкие земли. Солянокислый раствор
минерала имеет зеленоватую окраску. От прибавления аммиака он при
обретает ярко желтый цвет, вследствие выделения топкокристалличе
ского осадка диураната аммония.
С бурой и фосфорной солью уранинит дает зеленый перл, ярко лю-
минесцирующий в ультрафиолетовом свете желтовато-зеленым. Сильно
радиоактивен.
В кристаллах уранинит сходен с торианитом и перовскитом. От то-
рианита уранинит отличается отсутствием (или редкостью) обычных
для него двойников прорастания по флюоритовому закону, черным (наи-
более обычно) цветом порошка, его непрозрачностью под микроскопом
и ярко люминесцирующим перлом буры. В отличие от уранинита, ториа-
нит неэлектромагнитен. В сомнительных случаях прибегают в реакции
на Th (см. «Торианит»), Образцы, дающие одновременно отчетливые
реакции на Th и V, могут быть отнесены к ураноторианиту. От перов-
232
скита и его разновидностей уранинит наиболее просто отличается по
цвету горошка и непрозрачности под микроскопом
В неправильных зернах за уранинит в некоторых случаях оши-
бочно могут быть приняты также ильменит, магнетит и черные тантало-
ниобагы
Коренные месторождения уранинита приурочены почти исключи-
тельно к гранитным (Пегматитам, преимущественно к редкоземельному
их типу, где уранинит ассоциирует с монацитом, циртолитом, апатитом,
ортитом, ксенотимом, магнетитом, биотитом, часто с альмандино спес-
сартином, цирконом, сфеном, ильменитом, турмалином, роговой обман-
кой, инохда с колумбитом и другими тантало ниобатами Изредка он
встречается также в пироксене полевошпатовых или скаполитовых жи
-ах (гибридные пегматиты), а также в скарнах и гидротермальных
кварцевых жилах, где уранинит сопровождается пиритом, молибдени-
том, золотосодержащим арсенопиритом, халькопиритом и другими
сульфидами
Настуран
Химический состав неопределенный, иногда приближающийся
к U3OS В качестве примесей обычно присутствует радиогенный РЬ,
а также Si, Ге, Мп, ино(да Zn, Со, Ni, As и другие элементы, связанные
с физическими примесями Часто присутствует адсорбционная вода
Кристаллизуется в кубической сингонии В кристаллах неизвестен
Характерно плотное скрытокристаллическое сложение и колломорфный
почковидный, скорлуповато натечный характер выделении
В россыпях наблюдается в виде остроугольных или слабоокатап
ных частиц и обломков натечных форм (табл 65, фиг 2), иногда
покрытых с поверхности желтыми и бурыми примазками продуктов
изменения (обычно гидроокислов железа и уранофана)
Цвет в зернах и порошке от смоляно-черного до буро-черного Блеск
смолистый Тв 5,5— 5 Хрупок, раздавливается средне Излом типичный
раковинчатыи Удельный вес варьирует в широких пределах в зависи-
мости от агрегатного сложения настурана и содержания в нем приме-
сей Наиболее часто встречающиеся пределы колебания удельного веса
6,5—7,5
Под микроскопом в порошке обычно непрозрачен, но некоторые
сильно гидратированные настураны иногда просвечивают коричнево
бурым
Неплавок С бурой и фосфорной солью дает зеленоватый ярко
люминесцирующий перл Сильно радиоактивен В кислотах растворим,
причем растворимость увеличивается с возрастанием содержания в ми-
нерале шестивалентного урана
Встречающийся в россыпях настуран по внешнему виду сходен со
многими минералами и особенно с псиломеланом, самарскитом, эвксе-
нитом, иногда с хромшпинелидами Наиболее просто отличается от
названных минералов темным цветом порошка (от эвксенита, самар-
скита) и ярко люминесцирующим перлом буры
Коренные месторождения настурана многочисленны, генетически
разнообразны и встречаются в различных геологических обстановках
Большинство из них относится к категории жильных, а по условиям
образования к гидротермальным и пневматолито-гидротермальным Вы-
деляют следующие пять основных формаций настурансодержащих жил,
перечисленные в порядке снижения температуры формирования место-
рождений кварцево вольфрамите насту ра говую, су льфидно-настурано-
вую, арсеницно-настурановую, частурановую, гематито-настурановую.
Кварцево вольфрамите мастурановые жилы по условиям образова-
ния относятся к пневматолито-гидротермальным, генетически
связанным с интру шями кислых гранитоидов Настуран в них сопро
233
вождается вольфрамитом, шеелитом, флюоритом, иногда молибденитом,
бериллом, топазом, арсенопиритом, халькопиритом и браннеритом.
Месторождения сульфидно-настурановой формации представлены
карбонатно-кварцевыми и кварцевыми жилами, в которых настуран
ассоциирует с пиритом (часто золотоносным в ^ак называемом золото-
пиритовом типе настурановых месторождений), халькопиритом (в халь-
копирито-настурановом типе), молибденитом, линнеитом, иногда с ко-
бальтином, пентландитом, касситеритом и другими минералами. Ме-
сторождения этой формации часто имеют крупное промышленное
значение.
Арсенидно-насгураковая формация представлена кварцево-карбо-
натными жилами, в которых настуран сопровождается шмальтичом,
скуттерудитом, кобальтином, никелином, хлоантито.м и другими арсени-
дами Со и Ni, а также сульфидами и сульфосолями серебра, висмута,
самородным мышьяком и серебром, магнетитом, блеклыми рудами, бор-
нитом и рядом других минералов.
По условиям формирования жилы этой формации являются мезо-
термальными к ним относятся крупнейшие промышленные месторож-
дения настурана.
Собственно настурановая формация (Представлена двумя типами
месторождений. Первый из них приурочен к кислым и средним эффузи-
вам типа фельзитов, кварцевых порфиров, дацитов, в которых настуран,
сопровождаемый 1ематитом, изредка сульфидами, выделяется в виде
секущих прожилков, а также в участках дробления и брекчирования
пород. Ко второму7 типу относятся метаморфогенные месторождения
настурана, залегающие в подвергшихся метаморфизму и натровому
метасоматозу железистых кварцитах и кремнистых сланцах. Настуран
здесь сопровождается альбитом, щелочными амфиболами, силикатами
урана (соддиитом, ненадкевитом), магнетитом, гематитом, пиритом и
другими минералами.
Месторождения гематито-настурановой формации сравнительно
редки. Они (представлены кварцево-карбонатными жилами с настураном,
гематитом, магнетитом и редкими сульфидами меди и железа.
Кроме указанных типов месторождений, настуран спорадически
встречается в скарнах (совместно с сульфидами) в виде дисперсных
вкраплений во многих битуминозных или богатых органическими остат-
ками осадочных породах и в ряде других месторождений.
Ильменорутил (Fe, Nb, Та, Ti)2O6
По химическому составу' представляет собой твердый раствор мос-
сита Fe(Nb, Та)2О6 и рутила с переменным соотношением обоих компо-
нентов. Содержание FeO достигает 13%, Nb2O5 30—32%, Та2О5 10—15%.
В качестве примеси иногда устанавливаются Мп, Sn, W и др.
В россыпях встречается редко, преимущественно в районах распро-
странения гранитоидов и сиенитов.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии. По характеру’ разви-
тия и общему облику кристаллов подобен рутилу. Кристаллы призмати-
ческие с характерной вертикальной штриховкой, обычно плохо образо-
ваны и не имеют конечных граней. Часто наблюдается в виде непра-
вильных удлиненных или округлых желвакообразных выделений в сра-
станиях с ильменитом, вторичным сфеном и другими минералами.
В россыпях встречается в виде обломков призматических кристал-
лов и в виде различно окатанных, часто остроугольных зерен (табл. 65.
фиг. 3).
Цвет от черного, буро-черного до коричнево-бурого, причем окраска
нередко распределяется пятнисто; в порошке бурый, зеленовато-бурый,
коричневатый.
234
Прозрачен в различной степени, богатые Fe разновидности непро
зрачны или просвечивают в краях тонких зерен Блеск от алмазного до
смолистого.
Спайность обычно не высажена, изредка отмечается по призме
Излом неровный Твердость Ь, раздавливается с большим трутом Уд
вес 4,8—5,6, колеблется в зависимости от содержания Nb
Под микроскопом в тонком порошке прозрачен и окрашен в зеле-
новато-коричневыи, коричневый или зеленовато желтый цвет Одноосный
положительный No = 2,66—2,50; двупреломление исключительно сильное
Полихроизм заметный (до сильного) в зеленовато-бурых тонах
Неплавок В кислотах нерастворим, за исключением H2SO4, где поро-
шок минерала при длительном кипячении частично разлагается Сплав
с KHSO4 дает отчетливую реакцию на Fe, Ti (с Н2О2) и Nb (с таннином)
В обломка*, кристаллов наиоолее сходен с рутилом (чигрином),
от которого в ряде случаев отличим лишь путем химических испытании
на содержание Nb В неправильных зернах может быть принят также
за эвксенит, эшинит и другие тантало ниобаты редких земель, от кото-
рых легко отливается анизотропностью и исключительно высоким свето-
преломлением
Распространен преимущественно в пегматитах гранитного и сиени-
тового состава, гАе ассоциирует с ильменитом, цирконом, монацитом,
сфеном, биотитом, лепидомеланом, роговой обманкой и моноклинным
пироксеном, иногда с ортитом, чирохлором и колумбитом
Колумбит (Fe, Mn)Nb2OG Танталит (Fe, Мп)Та2О6
Являются конечными членами непрерывного ряда изоморфных сме-
сей, общая формула которых может быть представлена в виде (Fe, Мп)
(Nb, Та)2О6
В качестве примесеи, частью обусловленных включениями различ-
ных минералов, в колумбитах установлены SnO2, WO3, UO2, TiO2.
Наиболее распространены ниобиевые члены ряда, существенно тан-
таловые встречаются значительно реже
В россыпях встречаются почти исключительно в районах распро
странения лейкократовых гранитов и гранитных пегматитов и сопровож-
даются здесь цирконом, монацитом, топазом, касситеритом, флюоритом,
турмалином, иногда эвксенитом, вольфрамитом, шеелитом, арсенопири-
том золотом и некоторыми другими минералами
Кристаллизуются в ромбической сингонии в ромбодипирамидальном
зиде симметрии Кристаллы пластинчатые по (010) (табл 65, фиг. 4;
1абл 66, фи! 3), толстотаблитчатые (табл 65, фиг 5), короткостолб-
чатью и призматические с удлинением по [001] (табл 66, фиг. 2), реже
призматически-дипицамидальные с развитием острой дипирамиды {131},
а также изометрические Габитусными формами являются {610}, {001},
410} {130}, {131], {111} и изредка {10)}, {011} и {201}. Грани {010},
а такие призмы часто покрыты грубой вертикальной штриховкой, не-
четко ступенчатые и борозхчатые (табл 65, фиг 5, табл 66, фиг 3, 4).
Обычны двойники срастания и прорастания, простые и многократ-
ные по (201), реже по (203)
Чаще всего колумбит и танталит в россыпях наблюдаются в виде
обломлов пластинчатых или призматических кристаллов, а также в виде
удлиненных, плоских или неправильных зерен, обычно в той или иной
степени окатанных, реже остроугольных
Наиболее типичные формы россыпного колумбита и танталина
представлены на табл 65, фиг 4—6 и на табл 66, фиг 1—6
Цвет колумбита и танталита черный, буро черный, в порошке серо-
бурып г темный красновато бурый Зерна колумбита в россыпях, затро-
235
нутых процессами выветривания, бывают покрыты с поверхности короч-
ками буро-коричневых и желтых продуктов окисления. Богатые мар-
ганцем ниобиевые разновидности обычно обнаруживают красноватые
внутренние рефлексы и в краях тонких осколков часто просвечивают
темным красновато-бурым.
Блеск полуметаллический на гранях кристаллов, смолистый в из-
ломе. Спайность средняя по (ОЮ), несовершенная по {100}, в целом
менее ясно выраженная у существенно танталовых членов ряда. Излом
полураковинчатый, у танталитов неровный или мелкоямчатый.
Твердость от 6 (колумбит) до 6,5 (танталит). Хрупки, раздавли-
ваются с трудом. Удельный вес варьирует в основном в зависимости
от содержания ТагОв от 5,2 (для колумбита) до 7,9 (для танталита)
и является важной константой при определении состава минералов
этой группы.
Под микроскопом в тонком порошке (в иммерсионном препарате)
прозрачны, хотя для наблюдения этого иногда необходимо введение
конденсора. Двуосные с большим углом оптических осей, отрицатель-
ным для колумбитов и положительным для танталитов. Плоскость опти-
ческих осей ]] (010), Ng ]] [001]. Угасание опюсительно спае ,ых и. рани-
чений прямое, удлинение положительное. Большинство зерен в иммер-
сионном препарате обнаруживают коноскопическую картину разрезов
перпендикулярно Nm или близких к этому; часть зерен, располагаю-
щихся на плоскостях худшей спайности, дает разрезы с выходом тупой
биссектрисы. Показатели преломления варьируют в зависимости от со
става минерала и в общем уменьшаются с увеличением содержания
13205:^ = 2,48—2,34; Nm = 2,45—2,28; Np = 2,33—2,10. Сила двупрелом-
ления возрастает в том же направлении от 0,15 до 0,24. У некоторых
разновидностей колумбита, содержащих существенную примесь UsOs
(тоддитов), светопреломление несколько снижается, а величина двупре-
ломления иногда уменьшается до нуля.
Полихроизм для большинства разновидностей заметный (особенно
отчетливый для марганцовистых колумбитов) в красновато-бурых то-
нах. Схема абсорбции Ng^Nm^Np.
Уранистые разновидности радиоактивны.
П. п тр. не плавятся. В НС1 и HNO3 нерастворимы. В тонком по-
рошке при кипячении колумбит разлагается концентрированной H2SO4,
танталит растворяется лишь частично и при более длительной обработ-
ке. Полностью разлагаются оплавлением с KHSO4.
При прибавлении таннина сернокислый раствор минералов (или
сплава их с KHSO4) окрашивается в красно-бурый (для колумбита)
или желтый (для танталита) цвет.
В мелких зернах при визуальном определении за танталит и колум-
бит могут быть приняты вольфрамит, ильменит, ортит, темноокрашенный
касситерит, эшинит и фергусонит. От ильменита танталит и колумбит
отличаются удлиненной формой зерен, наличием спайности, внутрен-
них рефлексов, прозрачностью в иммерсионном препарате (ильмениты,
как правило, непрозрачны); от ортита — металловидным блеском, тем-
ным цветом порошка, высокими показателями преломления и исклю-
чительно сильным двупреломлением; от эшинита, фергусонита и других
тантало-ниобатов редких земель — анизотропностью, наличием спайно-
сти; от вольфрамита — значительно худшей спайностью, значительным
сопротивлением раздавливанию, прямым угасанием зерен относительно
трещинок спайности и реакцией на Nb; от касситерита — цветом порош-
ка, оптическими свойствами и отрицательной реакцией на Sn (с НС1 и
цинковой пылью).
Большинство коренных месторождений колумбита и танталита при-
урочено к гранитным пегматитам двух типов: редкоземельным и патро-
во-литиевым
236
В редкоземельных пегматитах наиболее распространены разновид-
ности с повышенным содержанием Та2О3 и FeO (танталиты, тантали-
стые колумбиты). Здесь они ассоциируют с цирконом, уранинитом, са-
марскитом, эвксенитом, гадолинитом, ортитом, монацитом. В натрово-
литиевых пегматитах — наиболее важном для этой минеральной группы
типе месторождений — чаще встречаются существенно ниобиевые раз-
новидности (колумбиты), обычно характеризующиеся повышенным сш
держанием МпО. Они приурочены к зонам альбитизации в теле жил и
ассоциируют здесь с вторичным альбитом, сподуменом, амблигонитом,
триплитом и другими фосфатами Li, Мп и Fe, апатитом, лепидолитом,
бериллом, полихромным турмалином, часто с касситеритом, эвксенитом,
самарскитом, топазом, флюоритом. Изредка колумбит наблюдается
в виде вкрапленности в турмалинизированных и мусковитизированных
гранитах, а также в грейзенах.
Колумбит и танталит относятся к числу устойчивых минералов и
в общем концентрируются в россыпях, характеризующихся упрощен-
ным вещественным составом. Интенсивное химическое выветривание
приводит, однако, к разрушению этих минералов, окислению их, выносу
Nb и Та и переходу и конечном итоге в окислы и гидроокислы Fe и Мп.
Этим объясняется сравнительно малая распространенность колумбита
в чисто кварцевых обломочных отложениях — конечных продуктах оса-
дочной дифференциации.
Эшинит (Се, Th, Са, Fe) (Ti, Nb, Та)2О6
Приорит (Y, Ег, Са, Fe) (Ti, Nb, Та)2Об
Очень редко встречающиеся в россыпях минералы группы эшинита
по химическому составу в основном представляют собой сложные тан-
тало-ниобо-титанаты редких земель, тория, кальция и железа и между
собой различаются преобладанием цериевых редких земель и тория
в эшините и иттриевых редких земель в приорите. Кроме указанных
в формулах элементов, в состав этих минералов в переменных количе-
ствах входят Мп, Pb, Zr, Al, U, La и другие редкоземельные элементы
цериевой и иттриевой групп. Разновидность приорита, содержащая повы-
шенное количество U, Th и Ti, выделена под названием бломстрандина.
В подавляющем большинстве случаев минералы группы эшинита
претерпевают метамиктный распад, и агрегатное их состояние отвечает
стеклоподобному твердому раствору составляющих окислов, в котором
иногда сохраняются фрагменты первоначальной кристаллической струк-
туры минералов.
В россыпях минералы группы эшинита встречаются обычно в виде
неправильных зерен и реже в виде кристаллов и их обломков.
Кристаллизуются в ромбической сингонии. Кристаллы обычно плохо
образованы. Облик кристаллов эшинита столбчатый до длиннопризма-
тического по [001] (табл. 67, фиг. 1,2); в поперечном сечении они имеют
форму ромбов с углами 52 и 128°. Главными поверхностями ограничения
являются сильно развитые грани {110}, обычно несущие вертикальную
штриховку, а также подчиненные им грани {021}. В качестве притуп-
лений часто присутствуют грани {111}, {010}, 1120} и других форм.
Для приорита характерны кристаллы короткостолбчатые по [001] или
толстотаблитчатые, уплощенные по (010).
Обычно встречаются в виде удлиненных зерен с неровной ямчатой
или грубошероховатой поверхностью, часто покрытой корочками и при-
мазками бурых землистых продуктов изменения (табл. 67, фиг. 1).
Цвет эшинита железо-черный (в кристаллах), смоляно-черный и
буровато-черный (в изломе), иногда с поверхности зерен охристо-жел-
тый или коричневато-бурый (в измененных разновидностях). Окраска
приорита и бломстрандина буро-черная до темно-бурой.
237
В порошке светлые буроватые. Непрозрачны. Блеск от полуметал-
лического на гранях кристаллов до смолистого и жирного в изломе.
Спайность отсутствует; излом неровный до мелкораковинчатого Тв. 5.5
Хрупки, раздавливаются с трудом. Уд. вес 5,0—5,2.
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) прозрач-
ны и окрашены в светло-бурый или коричневый цвет. Изотропны. Пока-
затель преломления колеблется в зависимости от степени аморфизации
структуры минералов в пределах 2.14—2,28; после прокаливания
N ==2,32- 2,35.
Сильно радиоактивны. П. и. тр. не плавятся. Зерна эшинита при
прокаливании вспучиваются и приобретают буровато-желтую или беле-
совато-желтую окраску. В НС1 и HNO3 не разлагаются; тонкий порошок
минерала частично разлагается при кипячении в концентрированной
H2SO4 и полностью при сплавлении с KHSO4. Сернокислый раствор
сплава дает реакцию с Н2О2 на Ti (желтое и оранжево-желтое окраши-
вание), с тороном на Th (малиново-красное окрашивание) и с таннином
на Nb (красно-бурый осадок). Перл буры в ультрафиолетовом свете
обычно не люминесцирует, реже обнаруживают слабую желтовато-зе-
леную люминесценцию (для приорита и бломстрандина).
Из совместно встречающихся в россыпях минералов эшинит и прио-
рит могут быть опутаны с самарскитом, ортитом, колумбитом и фергу-
сонитом. От самарскита отличаются светлой окраской порошка, отчет-
ливой реакцией на Ti, малым содержанием U (слабая люминесценция
перла буры) и поведением перед паяльной трубкой. От ортита и колум-
бита отличаются оптическими свойствами, от фергусонита — окраской
и реакцией на Ti, отрицательной для большинства фергусонитов.
Месторождения эшинита приурочены к пегматитам миаскитов и
сиенитов, где этот минерал встречается вместе с ильменитом, магнети-
том, цирконом, лепидомеланом, изредка монацитом, самарскитом и пи-
рохлором. Приорит и его разновидность — бломстрандин встречаются
в пегматитах этого же типа, но главным образом в редкоземельных гра-
нитных пегматитах, где тесно ассоциируют с цирконом, монацитом, ксе-
нотимом, ортитом, уранинитом, эвксенитом и некоторыми другими тан-
тало-ниобатами редких земель.
В условиях выветривания и переноса нестойки, сравнительно быстро
разрушаются и в связи с этим встречаются лишь в современных россы-
пях, формирующихся поблизости от коренных месторождений минера
лов этой группы.
Эвксенит (Y, Са, Се, U, Th) (Nb, Ti, Та)2О6
Поликраз (Y, Са, Се, U, Th) (Ti, Nb, Та)2О6
По химическому составу названные минералы в основном представ-
ляют собой титано-ииобаты иттрия и редких земель цериевой группы
и различаются между собой лишь отношением молекулярных количеств
Ti : (Nb + Ta), составляющим в эвксенитах <2 и от 2 до 5 в поликразах
В качестве примеси в обоих минералах устанавливаются Fe, Mg, Al, Er
и другие редкие земли иттриевой группы. В россыпях эвксенит и поли-
краз встречаются очень редко в виде неправильных зерен и реже кри-
сталлов и их обломков.
Кристаллизуются в ромбической сингонии. Кристаллы редки и обыч-
но плохо образованы. Облик их короткостолбчагый или призматический
по [100] (табл. 67, фиг. 3), реже таблитчатый с уплощением по [010].
Габитусными формами являются пинакоиды {010} и {100} и ромбиче-
ская дипирамида {111}. Метамиктные. В россыпях чаще всего наблю-
даются в виде остроугольных или угловато окатанных зерен (табл. 67.
фиг. 4).
23Я
Цвет черный, черно-бурый, реже темный коричнево-бурый; в порош-
ке буровато-желтый. Непрозрачны, но в краях тонких осколков просве-
чивают буро-коричневым.
Блеск сильный смолистый, иногда алмазовидный. Спайность не вы-
ражена Излом мелкораковинчатый, до неровного. Тв. 6. Хрупки, раздав-
ливаются с трудом. Уд. вес колеблется в пределах 5,0—5,5.
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) прозрач-
ны или ясно просвечивают коричневым, желтым, иногда зеленовато-
желтым. Показатель преломления 2,06—2,25, иногда варьирует в пре-
делах одного и того же зерна.
Неплавкие. При нагревании п. п. тр. иногда рекалесцируют. В НС1
и HNO, нерастворимы; при длительном нагревании частично разла-
гаются в концентрированной H2SO4 и полностью сплавлением с I<HSO4.
Слабо электромагнитны и часто проходят в немагнитную фракцию шли-
ха. Радиоактивны в различной степени; большинство образцов дают
с бурой отчетливую реакцию на U (зеленый люминесцирующий перл).
В неправильных зернах и осколках кристаллов эвксенит и поликраз
по внешнему виду сходны с колумбитом, самарскитом, браннеритом.
Они отличаются от колумбита оптической изотропностью; от самарскита
ясной реакцией на титан; от браннерита меньшей радиоактивностью,
положительной реакцией на Nb и устойчивостью по отношению к кис-
лотам
Коренные месторождения эвксенита и поликраза приурочены в ос-
новном к гранитным пегматитам редкоземельного типа, где эти мине-
ралы встречаются в парагенезисе с монацитом, ксенотимом, ильменитом,
цирконом, иногда уранинитом, пирохлором, колумбитом, бломстранди-
ном. Менее распространен эвксенит в турмалино-мусковитовых и альби-
то-сподуменовых гранитных пегматитах, где он ассоциирует с топазом,
бериллом, хризобериллом, ласситеритом, колумбитом. В качестве ред-
кости поликраз и эвксенит встречаются в некоторых золотоносных квар-
цевых жилах в ассоциации с бериллом, арсенопиритом, пиритом и дру-
гими сульфидами.
Самарскит (Y, Er, U, Fe, Са)4[(ХЬ, Та)2О?]3
В переменных количествах в состав минерала входят также и другие
редкие земли цериевой группы Мп, Th, Zr, Al, Ti, H2O.
Самарскит — один из наиболее редких минералов россыпей.
Сингония достоверно не установлена, вероятно ромбическая. Мета-
миктный. В кристаллах в россыпях не наблюдался.
Встречается в виде неправильных, изометрических остроугольных,
иногда слабоокатанных зерен (табл. 67, фиг. 5).
Цвет смоляно-черный, в порошке темный, коричнево-бурый. Непро-
зрачен, изредка в краях тонких зерен просвечивает темно-бурым, иногда
с красновато-бурыми внутренними рефлексами. Блеск сильный смоли-
стый.
Спайность отсутствует, излом типичный раковинчатый. Хрупок, раз-
давливается с трудом или средне. Тв. 5—6. Уд. вес 5,6—5,8.
Под микроскопом в тонком порошке прозрачен или ясно просвечи-
вает коричневым или светло-бурым. Изотропен, но иногда, вследствие
образования вторичных продуктов, агрегатно двупреломляет. N =
= 2,10—2,25.
При кипячении разлагается в концентрированной H2SO4. Сернокис-
лый раствор минерала дает отчетливую реакцию на Nb и Та и отрица-
тельную на Ti (в отличие от эшинита и эвксенита). С бурой дает ярко
люминесцирующий (от присутствия U) перл. П. п. тр. растрескивается,
рекалесцирует и при сильном прокаливании оплавляется по краям зерен
в черное непрозрачное стекло. Сильно радиоактивен.
93Я
От эшинита, эвксенита, фергусонита отличается темным цветом
порошка, характером излома, отрицательной реакцией на Ti (or первых
двух минералов) и поведением при прокаливании.
Месторождения самарскита приурочены к гранитным пе.'матитам
двух типов: редкоземельному, где самарскит сопровождается уранини-
том, цирконом, колумбитом, циртолитом, монацитом, и натрово-литие-
вому, для которого наиболее характерна ассоциация самарскита с ко-
лумбитом (иногда образует срастания с ним), бериллом, сподуменом,
топазом, спессартином и некоторыми другими минералами
Фергусонит-форманит (Y, Ег, Се) (Nb, Та)О4
В химическом отношении минералы группы фергусонита являются
ортониобатами редких земель и представляют собой изоморфные смеси
двух компонентов: фергусонита (Y, Er, Ce)NbO4 и форманита
(Y, Ег, Се)ТаО4.
Кроме указанных элементов, в состав фергусонита — форманита
входят также Са, Fe, Mg, Мп, Al, U, Th, Zr, Ti и H2O. Редко встречаю-
щаяся титанистая разновидность фергусонита известна под названием
ризёрита. Наиболее распространены ниобиевые члены ряда — фергу-
сониты.
Фергусонит кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в тетраго-
нально-дипирамидальном виде симметрии. Кристаллы редки, особенно
для форманита. Облик их длиннопризматический при сильном развитии
{230), призматически-дипирамидальный, образованный комбинацией
граней {230}, {231}, {111}, или дипирамидальный при преобладающем
развитии граней острой дипирамиды [231}.
В россыпях встречаются очень редко в виде угловатых неправиль-
ных или вытянутых в одном направлении зерен, изредка в виде облом-
ков кристаллов, а также окатанных зерен (табл. 68, фиг. 1—5).
Цвет буро-черный, темный зеленовато-бурый (для фергусонита),
желто-бурый, коричневый (для форманита). Цвет порошка светлый
желтовато-бурый, иногда желто-серый с зеленоватым оттенком С по-
верхности иногда покрыты светло-коричневыми и серо-желтыми корочка-
ми продуктов разрушения. Просвечивают в краях зерен, реже непро-
зрачны.
Блеск в изломе смолистый или жирный, на гранях кристаллов
металловидный. Спайность незаметна в связи с обычным для этих
минералов метамиктным распадом кристаллической структуры, но
иногда обнаруживается по {111}. Излом мелкоямчатый, раковинчатый
или неровный. Тв. 5,5—6. Хрупкие, раздавливаются с трудом. Уд. вес
колеблется от 5,5 для фергусонита до 7,0 для форманита.
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) прозрач-
ны и окрашены в красноватый или светлый коричнево-бурый цвет. Опти-
чески изотропны. А = 2,06—2,19. П. п. тр. не плавятся Некоторые раз-
новидности при нагревании рекалесцируют, светлеют, приобретают зеле-
новатый оттенок окраски, становятся оптически анизотропными и одно-
осными положительными.
При кипячении в концентрированных H2SO< и НС1 тонкий порошок
минералов разлагается с трудом, полностью разложимы сплавлением
с KHSO/. Часто обнаруживают лишь слабые магнитные свойства и вы-
деляются в немагнитной фракции шлихов и концентратов Слабо радио-
активны.
Коренные месторождения минералов группы фергусонита приуро-
чены к гранитным пегматитам редкоземельного типа, где эти минералы
встречаются совместно с ортитом, монацитом, ксенотимом, биотитом,
циртолитом, гадолинитом, уранинитом, эвксенитом и другими тантало-
ниобатами. В небольших количествах фергусонит встречается в пегма-
240
гитах щелочных гранитов в ассоциации с танталитом-колумбитом, цир-
коном, ортитом, минералами группы пирохлора, бериллом.
В обломках кристаллов и неправильных зернах фергусонит сходен
с эшинитом, эвксенитом и некоторыми другими тантало-ниобатамИ-
Наиболее трудно темноокрашеннъта фергусонит отличается от эвксенита.
более светлым цветом порошка, слабой или неотчетливой реакцией на Ti
и характерным изменением окраски при прокаливании п. п. тр. Титани-
стые разновидности фергусонита (ризёрит) в некоторых случаях отли-
чимы от эвксенита только с применением точных химических и рентгено-
структурных методов исследования.
Вольфрамит (Fe, Mn)WO4
Минералы группы вольфрамита сравнительно редки в россыпях.
Они встречаются почти исключительно в районах распространения гра-
нитоидов, наблюдаются преимущественно в делювиальных и ложковых,
значительно реже в речных отложениях. Сопровождаются в россыпях
цирконом, монацитом, турмалином, касситеритом, флюоритом, шеели-
том, топазом, иногда золотом, колумбитом, арсенопиритом, пиритом и
некоторыми др.
В химическом отношении минералы этой группы представляют не-
прерывный ряд изоморфных смесей, конечными членами которого
являются ферберит FeWO4 и гюбнерит MnW(J4.
Название вольфрамит употребляется для минералов промежуточ-
ного состава, а также в качестве видового. Среди примесей обычно уста-
навливаются Nb, Та, Sn, изредка Sc, Са, Mg и Ti.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. Облик кристаллов толстотаблитчатый или уплощенно-приз-
матический с преобладанием граней {100}, {ПО} и {210}, а из конечных
граней {102} и {011}. Грани призм часто несут тонкую вертикальную
штриховку. Двойники по (100) редки, иногда наблюдаются простые
двойники по (023).
В россыпях вольфрамит обычно встречается в виде пластинчатых
зерен с остроугольными и неправильными ограничениями (табл. 69,
фиг. 3, 4), реже в виде осколков кристаллов (табл. 69, фиг. 1,2) и упло-
щенных угловато окатанных зерен (табл. 69, фиг. 5; табл. 70, фиг. 1—3)
При переносе обломочного материала измельчается преимущест-
венно путем дробления и в связи с этим оецко встречается в виде хоро-
шо окатанных зерен.
Цвет вольфрамитов различный: от железо-черного и буро-черного
для существенно железистых разновидностей до темного красно-бурого
с характерными красными внутренними рефлексами в краях и по тре-
щинкам зерен для богатых Мп гюбнеритов. Цвет порошка соответст-
венно варьирует от темно-бурого до желто-бурого. В краях зерен и тон-
ких пластинках гюбнериты просвечивают красно-бурым, иногда про-
зрачны. Фербериты и вольфрамиты непрозрачны.
Весьма хрупок, раздавливается легко. Спайность совершенная по
{010}, поверхность излома по ней зеркально-гладкая или ступенчатая.
Блеск металловидный, на плоскостях спайности очень сильный ал-
мазный.
Тв. 5,5. Уд. вес колеблется от 6,7 (для гюбнеритов) до 7,5 (для фер-
беритов) .
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) боль-
шинство вольфрамитов ясно просвечивает красновато-бурым, гюбнериты
просвечивают оранжево-желтым и в мелких частицах прозрачны.
Двуосные положительные с 2V=( + )73—90°. Плоскость оптиче-
ских осей совпадает с направлением совершенной спайности по {010}
и в большинстве зерен в иммерсионных препаратах коноскопическая
16 А А Кухаренко 241
фигура отвечает сечению A-Nm Угасание косое, с Ng = \7—21°. Пока-
затели /преломления установлены только для марганцовистых и проме
жуточных по составу разновидности A/g=2,30—2,42, Ут = 2,22—2,32
Л/р = 2,20—2,26, Ng — Np = Q,\0—0,16 Показатель преломления и сила
двупреломления возрастают по направлению к ферберитовому концу
ряда
Полихроизм заметный в желто зеленых, бурых и красно бурых то-
нах со схемой абсорбции Ng>Nm>Np, особенно отчетливым у марган-
цовистых разновидностей
П п тр сплавляются в черный магнитный королек Тонкий порошок
вольфрамита при длительном кипячении разлагается концентрированной
H2SO4 и НС1, прибавление к раствору металлического Zn или Sn и
повторное кипячение вызывает появление синей, быстро исчезающей
окраски Разлагаются в царской водке с выделением желтого осадка
трехокиси вольфрама, при кипячении с металлическим оловом или SnO?
осадок синеет Полностью разлагаются сплавлением со смесью соды и
селитры, давая голубовато-з°леныи (от присутствия Мп) сплав Перл
буры в окислительном пламени красно-фиолетовый После обработки
расплавом СаС12 зерна вольфрамита приобретают способность люмине-
сцировать беловато-голубым в коротковолновом ультрафиолетовом
свете
Гюбнерит и вольфрамит парамагнитны, богатые Fe фербериты из
редка обнаруживают слабые ферромагнитные свойства и в этих случаях
проходят магнитную фракцию шлиха
Среди коренных месторождений вольфрамита наиболее распростра-
ненными являются высокотемпературные кварцевые жилы, генетически
связанные с лейкократовыми гранитами В ассоциации с вольфрамитом
здесь встречаются (вместе или порознь) касситерит, молибденовый
блеск, халькопирит, арсенопирит, шеелит, флюорит и некоторые дру
гие минералы
Второе по распространенности место занимают месторождения
вольфрамита в грейзенах, где он сопровождается топазом, турмалином,
бериллом, касситеритом, флюоритом, иногда колумбитом, молибде-
нитом
В небольших количествах вольфрамит встречается в гранитных пег-
матитах натрово-литиевого типа, а также в скарнах, где ассоциирует
с шеелитом
В россыпях вольфрамит неустойчив По причине большой хрупко-
сти и совершенной спайности он легко измельчается и не переносится
на сколько-нибудь значительные расстояния от коренных месторожде
ний В древних россыпях, затронутых процессами выветривания, зерна
вольфрамита с поверхности часто выщелочены и лимонитизировапы, не-
редко с образованием желтоватых корочек землистого ферритунгстита
и бурых примазок псиломелана (табл 70, фиг 4)
Из россыпных минералов за вольфрамит могут быть приняты иль-
менит, некоторые разновидности гематита, колумбит, темноокрашенный
сфалерит. От первых трех минералов вольфрамит легко отличается со-
вершенной спайностью, проявляющейся при дроблении зерен в виде
зеркально-гладких или ступенчатых поверхностей раскола, от сфале-
рита вольфрамит отличен пластинчатой формой спайных осколков, опти-
ческими свойствами и поведением в кислотах
Монацит (Се, La) РО4
Кроме Се и La, в составе монацитов всегда присутствуют и другие
редкоземельные элементы цериевой группы, а также Y и Th Содержа-
ние ThO2 в некоторых монацитах (из гранитов и гранитных пегматитов)
достигает 15% и более (в так называемом чералите) Одновременно
242
с этим в состав минерала входит SiC>2. В небольших количествах в боль-
шинстве монацитов устанавливаются также U, РЬ, иногда Са, Fe, Al,
SO3 и некоторые др.
В россыпях довольно обычен, но широким распространением поль-
зуется лишь в районах развития гранитных интрузий, мигматитов, гней-
сов и кристаллических сланцев. В подобных районах монацит иногда
образует самостоятельные россыпи, где сопровождается цирконом, иль-
менитом, магнетитом, турмалином, апатитом, ксенотимом, ортитом, ру-
тилом и другими свойственными гранитоидам акцессорными минера-
лами.
Принадлежа к категории устойчивых в обстановке выветривания и
переноса минералов, монацит обычно концентрируется в обломочных
толщах наиболее простого состава—в существенно кварцевых прибреж-
Рис 60 Типы кристаллов монацита
а — таблитчатый (Украина), б—го же (Урал), в — призматически>
(Урал)
но-морских или озерных песках, а также в некоторых аллювиальных
отложениях, сформированных в процессе перемыва реками материала
древних кор выветривания. В россыпях этого типа монацит сопровож-
дается ассоциацией механически прочных и химически стойких минера-
лов: цирконом, рутилом, лейкоксеном, ильменитом, турмалином, иногда
касситеритом, магнетитом, корундом, шпинелью, хромшпинелидами.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. гМогут быть выделены два различных морфологических типа
кристаллов монацита.
•- 1. Таблитчатые, уплощенные по (100) и обычно несколько удли-
ненные по [010], изредка короткостолбчатые по [001]. Образованы ком-
бинацией преобладающих граней {100} и подчиненных им граней {110}
{101}, {101}, {011}. Иногда сдвойникованы по (100), Наиболее распро-
странены. Характерны для монацитов изверженных пород — гранитов,
гранодиоритов, сиенитов, гранитных и сиенитовых пегматитов (рис. 60, а
и б; табл. 71, фиг. 1—4).
2. Призматические до шестоватых и даже игольчатых, резко вытя-
нутые по [001] Образованы приблизительно одинаково развитыми гра-
нями {100} и {010} и подчиненными им гранями {НО}, {021} и {101}.
В поперечном сечении имеют форму восьмиугольников или квадратов
с притупленными углами. Относительно редки. Характерны для мона-
цитов из метаморфических пород — филлитов, кристаллических сланцев
и др. (рис. 60, в; табл. 71, фиг. 5—7).
Наряду с кристаллами и их осколками монацит в россыпях встре-
чается в виде различных модификационных форм, иллюстрирующих все
стадии истирания, начиная от угловато окатанных зерен, сохраняющих
первоначальные кристаллографические очертания (табл. 72, фиг. 1), и
кончая хорошо округленными яйцевидными или эллипсоидальными упло-
щенными формами, возникающими в процессе длительного окатывания
зерен (табл. 72, фиг. 2—8).
243
Такие предельно окатанные формы особенно типичны для монаци-
тов из прибрежно-морских россыпей; присутствие их в заметных коли-
чествах в аллювиальных отложениях современных рек, и особенно рек
небольшой протяженности, почти всегда обусловлено переотложением
монацита из более древних обломочных пород (конгломератов, песчани-
ков, кварцитов). В этих случаях в россыпях обычно наблюдаются хоро-
шо окатанные зерна и некоторых других абразивно стойких минера-
лов— циркона, рутила, ильменита, магнетита, иногда присутствующих
в наносах наряду со слабоокатанными или совсем необработанными
зернами тех же минералов. Изредка в россыпях наблюдаются также
частицы монацита, имеющие зернистое сложение, иногда в срастании
с магнетитом, пиритом и другими сульфидами (табл. 71, фиг. 8).
Цвет монацита различный, в порядке распространенности: янтарно-
желтый, буровато-желтый, золотисто-желтый, светло-коричневый, свет-
ло-бурый, розовый, зеленовато-желтый, зеленоватый, зеленовато-серый;
иногда бесцветен. Различные типы окраски монацига представлены на
таблице 72, фиг. 1—8.
Желтый и коричневый монациты часто с поверхности и по трещин-
кам бывают неравномерно окрашены красно-бурыми скоплениями вто-
ричных продуктов (гидроокислами TR, Fe). Для монацита, генетически
связанного с метаморфическими породами, наиболее обычна желтая,
восково-желтая, иногда пятнистая серо-желтая (в некоторых случаях
черная от обилия включений) окраска. В порошке бесцветен или блед-
ный желтоватый.
Прозрачен или просвечивает. Блеск жирный, для богатых Th мона-
цитов иногда смолистый. Хорошо окатанные зерна часто обладают глад-
кой, как бы полированной поверхностью и сильным блеском, прибли-
жающимся к алмазному.
Спайность по (001) совершенная, по {100} ясная. Иногда отме-
чается отдельность по {010}. Излом неровный ступенчатый или полу-
раковинчатый Тв. 5—5,5. Хрупок. Раздавливается легко и этим в ока-
танных зернах наиболее просто отличается от похожих на монацит
ставролита, циркона, турмалина. Уд. вес 5,0—5,5.
Под микроскопом прозрачен, желтоватый или буроватый; в тонких
зернах обычно бесцветен. Двуосный положительный с малым и доволь-
но постоянным углом оптических осей. 2V=( + ) 10—15°. Дисперсия
слабая v>r.
Оптическая ориентировка Np || [010], Zc:Ng 2—5°. Зерна, располо-
женные на плоскостях главной спайности (большинство зерен в иммер-
сионном препарате), дают косые разрезы с выходом острой биссектри-
сы и относительно дополнительной спайности по (100) имеют прямое
угасание и отрицательное удлинение.
Показатели преломления варьируют в пределах Ng= 1,837—1,849;
Nm = 1,788—1,800; Np = 1,786—1,800; Ng—Np = 0,050—0,052. В жидкости
с п=1,787 зерна с наивысшей интерференционной окраской обнаружи-
вают заметную псевдоабсорбцию: в положении одного угасания теряют
оптический рельеф и вследствие дисперсионного эффекта окрашиваются
по краям в голубоватый или красноватый цвет; в положении второго
угасания приобретают резкий «шагреневый» рельеф. В спектре абсорб-
ции монацита, наблюдаемом с помощью накладного спектроскоп-оку-
ляра, присутствуют две полосы поглощения: широкая и размытая на
границе желтой и красной частей спектра и тонкая, более слабая в зе-
леной части спектра '.
Не люминесцирует. С бурой и особенно с NaF часто дает люмине-
сцирующий перл. В НС1 и HNO3 нерастворим, при кипячении медленно
1 Эффект более отчетлив при наблюдении в целых зернах, диафрагмировании
щели спектроскопа и некоторой дефокусировке тубуса микроскопа.
244*
разлагается концентрированной H2SO4. Смоченный H2SO4 окрашивает
пламя спиртовки в синевато-зеленый цвет. От прибавления (NH4)2MoO4
к сернокислому раствору выпадает желтый осадок; солянокислый рас-
твор с тороном дает реакцию на Th (малиновое окрашивание, особенно
заметное при высушивании капли).
От сходных минералов — циркона, андрадита, турмалина, ставро-
лита—монацит наиболее просто отличается по оптическим свойствам
и легкой раздавливаемости зерен.
Первичные месторождения монацита приурочены преимущественно
к гранитам, гранодиоритам, сиенитам, где этот минерал широко распро-
странен в качестве акцессорного компонента и обычно ассоциирует здесь
с биотитом, цирконом, апатитом и магнетитом. В этой же ассоциации
(включая ильменит, ортит, некоторые тантало-ниобаты, иногда торит и
гранат) встречается во многих гранитных и сиенитовых пегматитах.
В небольших количествах устанавливается в пневматолито-гидротер-
мальных месторождениях — кварцево-полевошпатовых, кварцево-турма-
линовых и флюоритовых жилах, где ассоциирует с флюоритом, торитом,
ферриторитом, фторкарбонатами редких земель, иногда с малаконом,
молибденитом, пиритом и другими сульфидами. Довольно обычен в гра-
нито-гнейсах и мигматитах.
Встречается в некоторых филлитах и кварцево-слюдяных сланцах
вместе с рутилом, турмалином, апатитом, минералами группы флорен-
сита, пиритом и другими. Монацит из подобных месторождений обычно
не содержит Th.
Ксенотим YPO4
В качестве примеси в переменных количествах содержит также
редкие земли иттриевой группы U, Th, Zr, Са, Si, Al, Fe, иногда SO3.
Ксенотим — сравнительно редкий минерал россыпей, обычно сопут-
ствующий монациту. Встречается в виде кристаллов, кристаллических
сростков, обломков кристаллов, в виде различно окатанных зерен.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в дитетрагонально-ди-
пирамидальном виде симметрии. По внешнему облику кристаллы ксе-
нотима сходны с кристаллами циркона. Наиболее распространены кри-
сталлы дипирамидального облика, образованные комбинацией граней
(011), иногда в сочетании с (010) и {ПО}1 (таблица 73, фиг. 1—3).
Реже наблюдаются кристаллы призматического облика, сходные с «цир-
коновым» типом кристаллов циркона. Они образованы сильно разви-
тыми гранями {010} и подчиненными их гранями {011} и {НО}
(табл. 73, фиг. 5); в редких случаях призма {110} приобретает значение
основной габитусной формы. Изредка встречаются двойниковые сраста-
ния по {1Н}, а также параллельные сростки и прорастания дипирами-
дальных кристаллов ксенотима и призматически развитых кристаллов
циркона (табл. 73, фиг. 4).
Окатыванию поддается труднее, чем монацит, и хорошо округлен-
ные зерна ксенотима в россыпях встречаются редко. Обычно они сохра-
няют признаки первоначальной формы кристаллов или обломков
(табл. 73, фиг. 6).
Цвет ксенотима желтый, коричнево-желтый, светло-коричневый, бу-
роватый, реже зеленовато-желтый, изредка зеленый. В порошке обычно
бесцветный или желтоватый. Просвечивает в краях зерен, иногда про-
зрачен. Часто содержит включения слюды, кварца, рутила, циркона,
иногда газово-жидкие включения.
1 Несмотря на изоструктурность ксенотима и циркона, квисталлографические
установки обоих минералов, принятые в литературе, различны. (110) ксенотима соот-
ветствует (100) циркона, и приведенные здесь символы отвечают (111), (110) и (100;
циркона.
245
Блеск слабый стеклянный, также жирный. Спайность ясная по
{100}. Излом неровный, ступенчатый, иногда раксвинчатый или занози-
стый. Тв. 4,5. Хрупок, раздавливается средне. Уд. вес 4,4—4,6.
Под микроскопом прозрачен и обычно бледно окрашен в желтова-
тые или зеленоватые тона. Одноосный положительный.
Л'о= 1,720—1,724; Ne= 1,816— 1,830; No—Ne = 0,096—0,106
В иммерсионной жидкости с п= 1,720 обнаруживает резкую псев-
доабсорбцию. В крупных зернах иногда полихроирует от бледного
кремово-желтого или розового по No до зеленоватого или бледного бу-
ровато-коричневого по Ne.
Не люмине'сцирует. П. п.тр. не плавится, после прокаливания утра-
чивает прозрачность и становится серовато-белым. Растворим при ки-
пячении в концентрированной H2SO4. Сернокислый раствор окраши-
вает пламя горелки в голубовато-зеленый цвет.
В кристаллах сходен с цирконом, в неправильных зернах также
с монацитом и клиноцоизитом. От всех указанных минералов легко
отличается по своим оптическим свойствам (в иммерсионной жидкости
с п= 1,720).
Типы месторождений ксенотима те же, что и монацита. В качестве
акцессорного минерала он встречается в большинстве гранитоидов, где
тесно ассоциирует с цирконом и монацитом, часто образуя срастания
с ними. Распространен в некоторых гранитных пегматитах, преимущест-
венно мусковитовых, в ассоциации с циртолитом, уранинитом, мона-
цитом, гранатом, апатитом, иногда ортитом.
Встречается в гнейсах (в мигматизированых их типах), в кварцево-
слюдяных сланцах и филлитах в виде порфиробластов с включениями
слюды, кварца, углистых частиц, а также в некоторых жилах альпий-
ского типа.
В россыпях устойчив и вместе с другими стойкими минералами
концентрируется в наиболее дифференцированных и простых по со-
ставу'существенно кварцевых отложениях.
Флоренсит СеА13 (РО4)2(ОН) 6 •
Койвинит (Се, Са) (Al, Fe, Mg)3(PO4, НРО4)2(ОН)6
Флоренсит является редким минералом и встречается в некоторых
золотоносных и алмазоносных россыпях в ассоциации с цирконом, ру-
тилом, брукитом, монацитом, лимонитовыми псевдоморфозами по пи-
риту, турмалином, гематитом, апатитом и некоторыми другими мине-
ралами.
По химическому составу флоренсит в основном представляет собой
водный фосфат алюминия и редких земель цериевой группы, но в пе-
ременных количествах обычно содержит примесь Са, Sr, Ва, изоморфно
замещающих редкие земли, а также Fe и Mg, замещающих А1. Вхож-
дение в решетку минерала двухвалентных Sr, Ва и Са на место Се,
а также Mg на место А1, сопровождается частичной заменой (РО4) ~3
двуосновным и более сильным радикалом (НРО4)~2, а иногда и
(SO4) ~2. Такая замена приводит к ограниченной смесимости между
флоренситом и другими минералами его группы — гамлинитом, горсейк-
ситом, вудхаузеитом, а также к появлению Са, Mg и Fe-содержащих
разновидностей флоренсита. К числу их относится койвинит (Се, Са)
(Al. Fe, Mg)3 (РО4, НРО4)2 (ОН)6, заметно отличающийся по своим
свойствам от обычного флоренсита.
Флоренсит и койвинит встречаются в россыпях преимущественно
в виде кристаллов и их осколков, реже в неправильных зернах, иногда
имеющих форму бобовин. Кристаллизуются в тригональной сингонии,
в дитригонально-скаленоэдрическом виде 'симметрии. Главнейшими
формами являются_ромбоэдры {5051}, J2021}, {1011}, изредка наблю-
даются призма {1010} _ и пинакоид.
246
Кристаллы флоренсита имеют ромбоэдрический облик_ и образе-
ваны преобладающими_гпанями острейшего ромбоэдра {5051} и подчи-
ненными им гранями {2021} (рис. 61, табл. 74, фиг. 1 и 2).
Кристаллы койвинита морфологически более разнообразны. Иногда
они остроромбоэдрические,_ аналогично флоренситу с приблизительно
одинаковым развитием {5051} и {2>)21} (табл. 7ф фиг. 3 и 4), чаще же
«образованы комбинацией граней основного [Ю11} и острейшего {5051}
ромбоэдров (рис 62, а, табл 74, фиг 5) В случае преобладающего
Рис. 62 Типы кристаллов койвинита
а — ромбоэдрический (Урал), б и в — псевдокубически 1
(Уртл, рч Полуденка)
Рис 61 Кристалл фло-
ренсита (Урал, рч. Га-
рсвка)
развития граней основного ромбоэдра возникают характерные для кой-
винита кубовидные формы кристаллов (рис. 62, б и в; табл. 74.
фиг. 6 и 7).
Грани ромбоэдров, а также изредка присутствующего на кристал-
лах койвинита пинакоида обычно неровные, искривленные и корроди-
рованные.
Окраска флоренсита и койвинита различная; восково-желтая, ян-
тарно-желтая, желто-бурая, зеленовато-бурая, реже оранжево-желтая
и пятнистая темно-бурая, вызванная присутствием включений. Послед-
ние часто образуют скопления параллельно ребрам кристаллов, имею-
щие на гранях основного ромбоэдра форму темного креста, а в сечении
параллельно пинакоиду — трехлучевой звезды (табл. 74, фиг. 7).
В порошке белые. Блеск слабый жирный. Прозрачны, но чаще лишь
просвечивает в краях кристаллов и зерен. Спайность ясная по пина-
коиду и менее отчетливая по {1011}. Излом неровный, полураковинча-
тый. Тв. 4,5—5. Хрупкие, раздавливаются средне или легко. Уд. вес
3,60—3,75. Слабомагнитны и часто проходят в немагнитную фракцию
шлихов.
Под микроскопом в шлифе или в иммеосионном препарате бес-
цветны или слабо окрашены в бледный желтоватый, зеленоватый или
буроватый цвет. Полихроизм незаметен _Часто обнаруживается тонкое
полисинтетическое двойникование по (1011).
Одноосные положительные. Показатели преломления колеблются
в пределах: No= 1,680—1,685; Ne= 1,686—1,690 для флоренсита и
No= 1,710—1,717; Ne= 1,716—1,726 для койвинита. Двупреломление
слабое, Ne—(Vo = 0,005—0,009. Не люминесцируют.
В НС1 и HNO3 растворяются с трудом и только при длительном
нагревании. Порошок молибденовокислого аммония от капли азотно-
кислого раствора минерала окрашивается в интенсивный жеттый
цвет.
Главнейшие коренные месторождения флоренсита и койвинита
располагаются среди метаморфических сланцев — филлитов, кварцево-
слюдяных сланцев. Эти минералы приурочены здесь к зонам гидро-
247
термальной минерализации и окварцевания сланцев, встречаются в ви-
де топкой вкрапленности и сопровождаются пиритом, анкеритом, тур-
малином, апатитом, рутилом, гематитом, своеобразным игольчатым
монацитом, иногда топазом. В качестве минералогической редкости
флоренсит известен в бериллоносных гранитных пегматитах в ассоциа-
ции с бериллом, альбитом, турмалином, бертрандитом, амблигонитом,
и некоторыми другими минералами.
Оливин (Mg, Fe)2SiO4
По химическому составу оливин относится к обширному изоморф-
ному ряду ортосиликатов, конечными членами которого являются фор-
стерит Mg2SiO4 и фаялит Fe2SiO4. Принята следующая классификация
минералов этого ряда, основывающаяся на количественном содержа-
нии железистого компонента (в %):
форстериты.......................... О—10 re2SiO4
оливины ................ ...........11—30 РеЗ^СЦ
гортонолиты ..........................31 — 90* Fe2SiO4
фаялиты ..............................91—100 Fe2SiO1
* Иногда в этом интервале составов выделяют гиалосидери’ •
(31—50% SO ), гортонолит (51—7Э(,/а) и ферригортонолиз (/1—О3
Такая дробная классификация здесь представляется нецелесооб-
разной.
Наиболее распространены в природе существенно магнезиальные
оливин и форстерит, значительно реже встречаются гортонолиты и
весьма редко фаялиты. Название оливин употребляется и в качестве
общего для всей этой минеральной группы в целом. В небольших коли-
чествах в составе оливина обычно присутствуют Мп и Ni, изредка
устанавливаются Со, Zn, Са, Ti.
В россыпях оливин относительно редок. В современных отложениях
встречается в районах распространения основных и ультраосновных
изверженных пород и главным образом в областях сурового климата,
не благоприятствующего процессам химического выветривания. В дру-
гих климатических обстановках плохо сохраняется в россыпях и на-
блюдается лишь в непосредственной близости от выходов материн-
ских пород.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. Кристаллы в россыпях встречаются исключитель-
но редко. Они имеют столбчатый облик и обычно несколько уплощены
по {010} или {100}. Преобладающими формами на кристаллах оливина
являются {И0}( {120}, {010}, {100}, {021} и {101}. Наиболее обычной ком-
бинацией, характерной для оливинов магматических горных пород, и
в частности базальтов, является {1101, {0104 и{021} (табл. 75, фиг. 1).
Плоский угол между смежными концевыми гранями в кристаллах
такого облика составляет около 81°.
Менее распространены и характерны для железистых гортонолитов
кристаллы, образованные сильно развитыми гранями {110} и подчи
ценными им гранями {Ю1} и {100} (табл. 75, фиг. 2); угол между кон-
цевыми гранями составляет здесь около 77°. Наконец, существенно
магнезиальные форстериты из некоторых контактово-метасоматических,
а также жильных пневматолито-гипотермальных месторождений харак-
теризуются дипирамидально-призматическим обликом кристаллов и
преобладающим развитием граней {100}, {120} и {111}. Угол между кон-
цевыми гранями здесь составляет около 120°.
В большинстве случаев оливин встречается в россыпях в виде
удлиненных, неправильных остроугольных или угловато окатанных зе-
рен (табл. 75, фиг. 3—7). Характерна неровная ямчатая, шероховатая,
иногда бороздчатая поверхность таких зерен, обязанная процессам
коррозии.
248
Цвет оливинов варьирует в зависимости от содержания желези-
стого компонента от белого и бледного зеленовато-желтого (форсте-
рит) до зеленого, буровато-зеленого (оливин), зеленовато-бурого
и коричнево-бурого (гортонолит). Просвечивает, иногда прозрачен
(форстерит и оливин). Блеск стеклянный, для зерен обычно слабый до
матового. Спайность средняя по {OKJ}, проявляющаяся только при
раздавливании зерен. Твердость 6—6,5. Хрупок, раздавливается с
трудом. Удельный вес колеблется в пределах 3,2—3,4 (наиболее обыч-
ные значения для форстеритов и оливинов) до 4—4,4 (для железистых
гортонолитов и фаялитов).
Под микроскопом прозрачны и чаще всего бесцветны, изредка
окрашены в бледный желтовато-зеленый или буроватый цвет. Опти-
ческая ориентировка NgNp (001), Np || [100].
Двуосные положительные или отрицательные. Угол оптических
осей, показатели преломления и величина двупреломленпя варьируют
в зависимости от состава оливинов в следующих пределах (табл. 23).
Таблица 23
Оптические свойства минералов группы оливина
Минералы 2V У? NtTl Np Ng—Np
Форстериты . (+) 80—88° 1,670-1,692 1,652-1,670 1,636-1,654 0,035—0,038
Оливины . . . (4-) 88—(—) 850 1,693-1,736 1,672—1,718 1,655-1,692 0,038-0,044
Гортонолиты (-) 85-52° 1,740—1,860 1,720-1,850 1,695-1,812 0,044-0,048
Фаялиты . . (—) 52-47° 1,861-1,888 1,851—1,874 1,813-1,837 0,048-0,051
Темноокрашенные оливин и гортонолит обнаруживают слабый
полихроизм с абсорбцией Nm>Np>Ng.
Часто оливин бывает изменен, по трещинкам замещен серпенти-
ном или бурым хлорптоподобным минералом, сопровождаемыми пы-
левидными скоплениями вторичного магнетита. Серпентинизированные
разновидности часто приобретают красновато-коричневую и бурую
окраску (табл. 76, фиг. 1, 2), иногда связанную с поверхностной ко-
рочкой изменения зерен. Нередко в продуктах изменения оливина
устанавливаются тальк, карбонаты, гидроокислы железа и халцедон.
Не люминесцирует. В кислотах, особенно в H2SO4, разлагается
с выделением геля кремнезема.
В неправильных и окатанных зернах оливин сходен с диопсидом
и маложелезистым эпидотом. От первого отличается большим и обыч-
но отрицательным углом оптических осей и прямым угасанием отно-
сительно спайных ограничений зерен. От эпидота оливин наиболее
просто отличается по отсутствию характерной для эпидота аномаль-
ной интерференционной окраски.
Большинство минералов группы оливина генетически связано с
основными и ультраосновными изверженными породами, где оливин
часто является важным породообразующим минералом. Он распро-
странен в базальтах, оливиновых габбро и норитах, перидотитах и ду-
нитах, где ассоциирует с ромбическим и моноклинным пироксеном,
хромшпинелидом и магнетитом. В качестве главного породообразую-
щего минерала встречается (преимущественно форстерит) в оливини-
тах в ассоциации с титаномагнетитом и часто перовскитом.
Форстерит встречается также в жильных пневматолито-гипотер-
мальных образованиях, генетически связанных с массивами пироксе-
нитов и ийолитов: в апатито-форстерито-магнетитовых, кальцито-
форстерито-флогопитовых и некоторых других породах, где, помимо
249
.названных минералов, сопровождается также клиногумитом. Извесюн
он и во многих скарновых месторождениях, а также в мраморах и не-
которых метаморфических сланцах, возникших в процессе метамор-
физма серпентинитов.
Ставролит FeAl4[SiO4]2O2(OH)2
В качестве примеси часто присутствует Мп, иногда устанавли-
ваются Ni и Со.
Ставролит — обычный минерал россыпей, формирующихся в обла-
стях распространения кристаллических сланцев и гнейсов. Значитель-
но реже встречается в районах развития некоторых гранитных интру-
зий и связанных с ними экзоконтактных образований. В районах с
другой геологической обстановкой ставролит в шлихах встречается
спорадически и обычно переотложен из различных осадочных пород,
размываемых речной сетью.
В россыпях обычно сопровождается дистеном, альмандином, ру-
тилом, цирконом, часто роговой обманкой, андалузитом и силлимани-
том. Особенно характерна ассоциация ставролита с дистеном и грана-
том прослеживающаяся в большинстве содержащих ставролит россы-
пей и обломочных осадочных пород.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии. Кристаллы в россыпях наблюдаются довольно
редко. Они имеют короткостолбчатый или призматический облик и
обычно образованы преобладающими гранями призмы {НО} и под-
чиненными им гранями {Ю1} и {010}, в комбинации с которыми
иногда присутствует пинакоид {001} (табл. 76, фиг. 3—6). Наблюда-
лись крестообразные двойники по (032) с углом между вертикаль-
ными осями обоих неделимых около 91°; изредка встречаются двой-
ники прорастания по (232) с углом между осями 59°.
Грани кристаллов обычно неровные, шероховатые, изъеденные,
несущие на поверхности отпечатки зерен вмещающей породы.
Чаще всего ставролит в россыпях наблюдается в виде угловато
окатанных, остроугольных, реже заметно и хорошо округленных зерен
(табл. 76, фиг. 7—9). Характерна неровная мелкоямчатая или шагре-
невая поверхность обломочных зерен, обычно сохраняющаяся даже
при длительном окатывании ставролита. В россыпях, затронутых вы-
ветриванием, окатанные зерна ставролита иногда оказываются корро-
дированными, грубо матовыми.
Цвет светло-коричневый, желто-коричневый, пятнистый буро-ко-
ричневый, темно-бурый, иногда черный. Темно-бурая и черная окраска
некоторых сгавролцтов обычно обусловлена присутствием включений
слюды, углистых и других частиц и часто распределена неравномерно.
В порошке бледный желтоватый. Просвечивает, часто прозрачен.
Блеск стеклянный, в окатанных зернах иногда жирный.
Спайность по {010} заметная, изредка проявляется спайность и
по {Ни}. Излом неровный, мелкораковинчатый. Тв. 7. Хрупок, раздав-
ливается с трудом. Уд. вес около 3,7.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачен и окра-
шен в желтые и коричневые тона. Двуосный положительный с 2Г =
= ( + ) 80—89°. Дисперсия r>v слабая. Оптическая ориентировка
NgNp || (100), Ng || [001]. Большинство зерен в иммерсионном препа-
рате, лежащих на главной спайности по (010), дает коноскопическую
фигуру разреза перпендикулярно тупой биссектрисе.
Весьма характерен полихроизм: Ng желто-коричневый или темно-
желтый Np бледно-желтый до бесцветного. Ng=l,746—1,755; Ntn =
= 1,740—1,749; Np = 1,736—1,743; Ng—Np = Q,010—0,012; в разрезах
по (010) Ng—Nm = 0,005—0,006. Характерно исчезновение оптического
250
рельефа зерен и появление дисперсионного эффекта 1 в иммерсионной
жидкости с п= 1,740. Не люминесцирует. В кислотах практически не-
растворим.
По цвету в неправильных зернах ставролит наиболее сходен с
коричнево-бурым андрадитом, иногда с монацитом и гортонолитом,
в некоторых случаях с ортитом, клиноцоизитом, турмалином (драви
том). Легко отличается от всех этих минералов в иммерсионном пре-
парате в жидкости с п = 1,740.
Коренные месторождения ставролита приурочены почти исклю-
чительно к породам, возникшим в процессе регионального метамор-
физма — глиноземистым кристаллическим сланцам и гнейсам, где
ставролит сопровождается дистеном (часто встречается в закономер-
ных срастаниях с ним), биотитом, гранатом, рутилом, иногда андалу-
зитом, обыкновенной роговой обманкой и некоторыми другими мине-
ралами. Встречается также в контактовых ореолах гранитных интру-
зий— в роговиках и близких к ним по условиям образования контак-
тово-метаморфических породах, а иногда и в зоне эндоконтакта самих
интрузий.
В процессе выветривания и переноса довольно устойчив и часто
концентрируется в существенно кварцевых аллювиальных и других
обломочных отложениях, возникших при перемыве коры выветривания
кристаллических пород или в процессе длительного переноса и много-
кратного переотложения обломочного материала.
Группа граната
Группа граната включает большое число соединений — двойных
ортосиликатов с общей формулой R^IR12”(R1VO4) 3, где R!I—катионы
с восьмерной координацией Mg, Fe, Мп, Са, R111 — катионые шестер-
ной координацией Al, Fe'", Сг, Ti " и R1V—Si и Tiiv.
Характер изоморфных соотношений между указанными катиона-
ми позволяет выделять в этой обширной группе следующие две изо-
морфные серии, в свою очередь подразделяющиеся на отдельные
частные ряды.
1. Серия магнезиально-железисто-марганцевых гранатов, конеч-
ными членами которой являются пироп Mg3Al2[SiO4]3, альмандин
Fe3Al2[SiO^3 и спессартин MnsAl^SiOJs.
Эта серия включает два частных ряда:
а) пироп-альмандин (наиболее распространенный ряд);
б) альмандин — спессартин (встречающийся реже).
2. Серия кальциевых гранатов, подразделяющаяся на три част-
!ых ряда:
а) гроссуляр Ca3Al2[SiO4]3— андрадит Ca3Fe2[SiO4]3 (наиболее
распространенный ряд);
б) андрадит — уваровит Ca3Cr2[SiO4]3;
в) андрадит — шорломит Ca3(Fe, Ti--- , Al)2[(Si, Ti)O4]3.
Названия пироп, альмандин, андрадит и другие присваиваются
гранатам, содержащим более 75 молекулярных процентов соответ-
ствующего компонента. Промежуточные члены рядов, например пи-
роп — альмандинового, обозначаются как альмандино-пиропы, пиропо-
альмандины и др., в зависимости от преобладания того или иного ком-
понента.
Изоморфные замещения, широкие в пределах каждой из назван-
ных серий, в ограниченном объеме прослеживаются и между обеими
•сериями соединений. Эго обстоятельство, а также присутствие в неко-
торых гранатах в виде изоморфной примеси других элементов — Y, TR,
1 Особенна отчетлив при косом освещении
251
Sc, Zr, Na, Ni. Co, V — приводит к необычайной сложности состава-
природных гранатов. Последние в большинстве своем являются много-
компонентными системами и лишь в отдельных частных случаях отве-
чают простым бинарным или тройным системам. Это значительно
осложняет задачу точной диагностики гранатов и требует иногда, поми-
мо нахождения простейших физических констант (показателя прелом-
ления, удельного веса, параметра ячейки и др.), также производства!
химических испытаний, позволяющих ограничить число возможных в
данной комбинации компонентов.
Все гранаты кристаллизуются в кубической сингонии, в гексо-
ктаэдрическом виде симметрии. Кристаллы обычны и относятся к одном'»
из двух типов — ромбододекаэдрическому и тетрагонтриоктаэдриче-
скому, иногда усложненных присутствием граней других кристалло-
графических форм.
Для всех гранатов характерно отсутствие спайности и высокая
твердость 6,5—7,5, более значительная для магнезиально-железисто-
марганцевых гранатов. Прочие физические свойства, а также распро-
страненность, конкретные формы нахождения в россыпях и условия
образования в природе различны для отдельных представителей грана-
тов, в связи с чем целесообразна раздельная их характеристика.
Пироп (Mg, Fe)3Al2[SiO4]3. В большинстве случаев устанавлива-
ются также небольшие количества Са, Мп и в качестве характерной
примеси в некоторых пиропах Сг. Лйало распространен в россыпях.
Встречается в ассоциации с моноклинными пироксенами, ильменитом,
магнетитом, шпинелью, иногда с дистеном, сапфирином, гиперстеном,
роювыми обманками, корундом и другими минералами.
Собственно пироп, т. е. гранат, содержащий свыше 75 молекуляр-
ных процентов магнезиального компонента, в россыпях, как и в корен-
ных месторождениях, встречается исключительно редко. Под названием
«.пироп» описываются обычно промежуточные члены ряда пироп-
альмандин, содержащие от 60 до 75% Mg3Al2[SiO4]3-
Кристаллы очень редки, имеют форму неправильно развитых ромбо-
додекаэдров. Обычно встречается в остроугольных, угловато окатанных
неправильных округлых, реже в хорошо окатанных зернах (табл. 77
и 78). Необходимо заметить, что округлые формы зерен пиропа далеко
не всегда являются следствием их окатывания и свидетельствуют о
длительном переносе минерала. Часто они обусловлены явлением маг-
матической коррозии кристаллов. Зерна пиропа в этих случаях имеют
либо гладкую поверхность, сочетающуюся с неправильной внешней
формой (табл. 77, фиг. 3, 4), либо грубошероховатую, ямчатую или
бороздчатую поверхность, свидетельствующую об интенсивной корро-
зии пиропа (табл. 77, фиг. 1, 2; табл. 78, фиг. 5). Окатанные зерна
пиропа оытичаются от корродированных его форм отсутствием вогну-
тых элементов ограничения и общей гладкой поверхностью зерен
(табл. 77, фиг. 7; табл. 78, фиг. 6 и 7).
Цвет пиропов варьирует в зависимости от их состава, в особенности
от содержания Са и Сг. Пиропы, содержащие мало хрома, т. е. относя-
щиеся к чаш ному ряду пироп-альмандин и характерные для метамор-
фических пород, имеют обычно бледную розовато-лиловую окраску,
различную по интенсивности (табл. 78, фиг. 4—7) Хромистые пиропы,
распространенные преимущественно в ультраосновных экструзивных
породах, характеризуются красной, кроваво-красной, малиново-крас-
ной, лилово-красной, лиловой окраской (табл. 77, фиг. 1—3, 5—/;
табл. 78, фиг. 1).
Нередко обнаруживается изменение окраски в зависимости от
источника освещения: от красной или лилово-красной в желтом свете-
(при обычном электрическом освещении) до зеленой и голубовато-зе-
леной при источнике света, богатом голубой компонентой (при солнеч-
252
ном освещении или при наблюдении в нефильтрованном свете ртутно-
кварцевои лампы); некоторые лиловые пиропы в этих условиях приобре-
тают голубею окраску, иногда же становятся почти бесцветными.
Повышенное содержание кальция вызывает появление оранже-
вого, коричневого и желтого оттенков окраски (табл. 77, фиг. 4; табл. 78,
фиг. 2, 3).
В тонком порошке все пиропы имеют белую окраску иногда с лег-
ким розовым оттенком.
Обычно прозрачны, иногда лишь просвечивают (трещиноватые и
корродированные пиропы). Сдельный вес пиропов в основном зависит
от содержания железистого компонента и колеблется от 3,58 до 3,79
(последняя цифра для гранатов, содержащих 25% молекулярного аль-
мандинового компонента). Удельный вес наиболее распространенных
альмандино-пиропов повышается до 3,75. Примесь кальциевых компо-
нентов сравнительно мало отражается на величине удельного веса
пиропов.
Тв. 7—7,5, наивысшая в группе гранатов. Раздавливается с боль-
шим трудом, излом типично раковинчатый.
Под микроскопом прозрачен и в топких зернах окрашен в блед-
ный лилово-розовый цвет. Изотропен. Показатель преломления варьи-
рует в зависимости от содержания железа и особенно хрома. В ряду
пироп — альмандин в интервале, отвечающем составу пиропов (в стро-
гом значении этого термина), показатель преломления изменяется в
пределах 1,705—1.736, причем каждый молекулярный процент примеси
альмандинового компонента повышает показатель преломления пиропа
на 0,00125.
Более существенно влияние уваровитого и андрадитового компо-
нентов, повышающих показатель преломления на 0,00155 на каждый
процент Ca3Cr2[SiO4]3 и соответственно на 0,00190 на 1% Ca3Fe2[SiO4j3
Однако даже при наибольшем возможном содержании андрадитового
компонента (25%) показатель преломления собственно пиропов не мо-
жет превышать 1,753. В действительности природные пиропы содер-
жат не более 15% Ca3Cr2[SiO4]3 и не более 10% СазРе2[51О4]3, в сумме
обычно значительно уступающих содержанию альмандинового компо
нента. Это ограничивает верхний предел показателя преломления пиро-
пов значениями 1,740—1,745.
Для промежуточных членов ряда альмандино-пиропов, содержа
щих свыше 60% магнезиального компонента и обычно диагностируемых
как пироп, верхний предел показателя преломления возрастает до
1,760 1 или до несколько больших значений.
Не люминесцирует. П. п тр не плавится, в кислотах нерастворим.
Пиропы и альмандино-пиропы образуются в условиях весьма высо-
ких давлений в природных системах, богатых MgO и бедных кремне-
кислотой Известны два типа коренных месторождений этих минера
лов — Mai магический и метаморфический.
В месторождениях первого типа пироп приурочен к ультраоснов-
ным высокомагнезиальным экструзивным породам — кимберлитам, пе-
ридотитам (очень редко оливиновым базальтам), где присутствует
частью в виде ксенокристаллов, частью, вероятно, в качестве первич-
ною минерала. Для пиропов из месторождений этого типа характерно
наиболее высокое содержание MgO и повышенное содержание Сг20з,
иногда достигающие 5%.
Сопутствующими минералами здесь являются магноильменит, диоп-
сид, хромдиопсид, оливин, магнетит, шпинель, перовскит, изредка рутил
и некоторые др
1 Для граната, содержащего 60% пиропового, 30% альмандинового, 6% уваро
витового, 4% андрадитового компонента Удельный вес граната такого состава 3.74
253
В метаморфических породах распространены альмандино-пиропы.
иногда содержащие менее 60% магнезиального компонента. Они встре-
чаются в эклогитах и близких к ним породах глубоких зон метамор-
физма, где сопровождаются глиноземистыми пироксенами, роговой об-
манкой, сапфирином, шпинелью, иногда дистеном и рутилом.
В обломочных отложениях и россыпях неустойчив; при разруше-
нии переходит в гидрохлориты, минералы группы палыгорскита, монт-
мориллонит и гидроокислы железа и алюминия.
Альмандин (Fe, Mg, Mn)3Al2[SiO4]3. Описываемые под этим назва-
нием гранаты обычно содержат от 50 до 95% железистого компонента,
т. е. относятся к собственно альмандину, пиропо-альмандину (наиболее
распространен) и спессартино-альмандину. В качестве примеси в со-
став альмандинов часто входят СаО и FeaOg.
В обломочных отложениях и россыпях альмандин распространен
весьма широко, особенно в районах развития гнейсов и кристалли-
ческих сланцев, где он нередко является существенной составной частью
тяжелой фракции наносов. Довольно устойчив в процессах переноса
и переотложения материала и нередко концентрируется в россыпях и
обломочных породах, имеющих упрощенный вещественный состав.
Встречается в виде кристаллов, их обломков, изометрических
угловатых зерен, а также в виде в разтичной степени окатанных ча-
стиц (табл. 79). Кристаллы чаще всего имеют форму ромбододекаэд-
ров, реже тетрагонтриоктаэдров и более сложных комбинационных мно-
гогранников (табл- 79, фиг. 1). Наблюдались оригинальные кубовид-
ные формы, ограниченные искривленными выпуклыми поверхностями
и относимые к телам растворения или коррозии кристаллов альмандина
(габл. 79, фиг. 2, 3).
Обычно встречается в виде осколков кристаллов и угловатых зерен,
обладающих характерной для альмандина неровной поверхностью —
мелкораковинчаюй, занозистой или шероховатой. Шероховатая, как
бы протравленная поверхность особенно часто наблюдается на зернах,
происходящих из древних россыпей, измененных процессами выветри-
вания.
Окатыванию поддаются с трудом, и нахождение хорошо окатан-
ных (яйцевидных, иногда шаровидных, табл. 79, фиг. 7, 8) зерен аль-
мандина в современных россыпях чаще всего обусловлено переотложе-
нием этого минерала из более древних кластических толщ.
Цвет бледно-розовый или красновато-розовый, реже лилово-розо-
вый и коричнево-красный. Блеск стеклянный, на гладких гранях кри-
сталлов приближается к алмазовидному. Обычно прозрачен, иногда
просвечивает. Тв. 7, раздавливается с большим трудом. Уд. в. 3,9—4,3.
Под микроскопом прозрачен и окрашен в бледно-розовый или ли-
лово-розовый цвет. Изотропен. Показатель преломления варьирует в
пределах 1,770—1,820, наиболее обычные значения 1,785—1,790.
Спессартино-альмандины, генетически связанные с изверженными
породами, а также альмандины, происходящие из железистых кристал-
лических сланпев, характеризуются наиболее высокими показателями
преломления (1,800—1,826). Пиропо-альмандины, происходящие из
других типов метаморфических пород и часто содержащие существен-
ную примесь гроссулярового компонента, имеют пониженный показа-
тель преломления (1,770—1,795).
Не люминесцирует. В кислотах практически нерастворим. П. п. тр.
сплавляется в черный магнитный шарик.
Альмандин является типичным минералом метаморфических пород
и встречается, иногда в качестве породообразующего компонента во
многих гнейсах, гранато-амфиболовых, гранато-биотитовых кристалли-
ческих сланцах, в гранатовых амфиболитах, гранулитах и эклогитах.
Для этой группы пород характерны альмандин и пиропо-альмандин^
254
причем по мере возрастания степени метаморфизма пород состав гра-
ната обычно изменяется, обогащаясь пироповым и гроссуляровым ком-
понентами (в эклогитах).
Значительно реже альмандины встречаются в изверженных поро-
дах— гранитах и гранодиоритах, обнаруживающих признаки контами-
нации. а также в породах контактовых ореолов гранитных интрузий в
случае контакта их с габбро и амфиболитами.
Альмандин из месторождений этого типа характеризуется повы-
шенным содержанием марганца и часто по составу представляет собой
спессартино-альмандин.
Спессартин (Мп, Fe, Mg)3Al2[SiO4]3. Распространен в россыпях зна-
чительно меньше альмандина. Встречается в тех же формах, что и
альмандин и по внешнему виду отличается от него лишь более темной
красной, оранжево-красной и буровато-красной окраской.
Показатель преломления марганцевых гранатов (спессартина и
алгмандино-спессартинов) варьирует в пределах 1,805—1,815; уд. вес
4,19—4,22. Важным диагностическим признаком этих гранатов, отли-
чающим их от альмандинов, является отчетливая реакция на Мп (ро-
зово-фиолетовый перл буры). П. п. тр. спессартин сплавляется в черный
слабомагпитный или немагнитный шарик.
Марганцевые гранаты приурочены преимущественно к кислым
изверженным породам — гранитам и аплитам; обычны они и в гранит-
ных пегматитах. Изредка встречаются в обогащенных марганцем мета-
морфизованных породах — слюдяных сланцах (в экзоконтактовых
ореолах гранитных интрузий), кварцитах, возникших в процессе мета-
морфизма марганцовистых яшм, а также в месторождениях скарно-
вого типа. В процессах выветривания и в обстановке длительного
переноса спессартин неустойчив и редко сохраняется в древних рос-
сыпях.
Гроссуляр Са3(А', Fe)2 [SiOJ3. Сравнительно мало распространен
в россыпях и в значительных количествах встречается лишь в районах
расположения контактово-метасоматических месторождений скарно-
вого типа, а также некоторых основных изверженных и вулканогенно-
осадочных пород. Встречается в ассоциации с моноклинными пироксе-
нами, эпидотом, цоизитом, актинолитом, везувианом, магнетитом, пре-
нитом, гематитом и некоторыми др.
Кристаллы довольно обычны, имеют форму ромбододекаэдров, реже
тетра'юнтриоктаэдров (табл. 80, фиг. 1, 2). Обычно встречается в виде
неправильных, остроугольных, угловато окатанных или изометрических
зерен, а также в виде частиц плотного тонкозернистого сложения,
иногда в срастаниях с везувианом и эпидотом.
Ивет зеленоватый, зеленовато-серый, буровато-желтый и светлый
коричнево-бурый (у железистой разновидности, так называемого гессо-
нита; табл. 80, фиг. 4, 5); изредка серовато-белый. Блеск стеклянный.
Просвечивает, реже полностью прозрачен. Тв. 6,5. Раздавливается с
трудом. 'Уд. нес в пределах 3,53—3,65.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачен и обычно
бесцветен. Часто анизотропен, причем двупреломляющие участки в
зернах и кристаллах обычно распределены в виде секторов, а также
полос, ориентированных параллельно контурам граней кристалла.
Интерференционная окраска достигает белого первого порядка1.
Показатель преломления варьирует от 1,735 для чистого гроссу-
ляра до 1,780 для гранатов промежуточного состава (гессонитов).
1 Обычно друосные положительные (иногда отрицательные) с средним или
большим углом оптических осей. Острая биссектриса перпендикулярна граням кристал-
ла. Оптическую анизотропию кальциевых гранатов обычно рассматривают как след-
ствие полисинтетического двойникования. Однако она может быть связана с измене
нием состава минерала в отдельных пирамидах роста.
255
В ультрафиолетовых и катодных лучах часто люминесцирует оран-
жево-красным и красновато-желтым. Чистые гроссуляры не электро-
магнитны и при разделении шлихов проходят в немагнитную фракцию.
В неправильных зернах сходен с клиноцоизитом и эпидотом; в тон-
козернистых агрегатах — с диопсидом; в прозрачных бесцветных кри-
сталлах— со шпинелью. Легко отличается от большинства указанных
минералов по оптическим свойствам. Отличить оптически изотропный
гроссуляр о г шпинели иногда возможно лишь с помощью дополнитель-
ных химических испытаний
Андрадит Са3 (Fe, А1)2 [SiO4]3. В небольших количествах иногда
устанавливаются Мп, Ti, V. В россыпях распространен шире, чем грос-
суляр, но встречается в основном в тех же районах и типах отложений,
что и последний.
Кристаллы обычны. Чаще всего они имеют форму ромбододекаэд-
ров, иногда усложненных притупляющими гранями тетрагонтриоктаэдра
(табл. 80, фиг. 6). Грани кристаллов часто неровные, искривленные или
ступенчатые, покрыты грубой и резкой штриховкой, вследствие чего
кристаллы нередко приобретают округлую или неправильную форму
(табл. 80, фиг. 7; табл. 81, фиг. 1 и 2).
Чаще всего встречается в виде осколков кристаллов угловатых, или
же слабо окатанных зерен.
Цвет андрадита различный: коричнево-бурый, красновато-коричне-
вый, оранжево-желтый, зелено-бурый; хромсодержащие разновидности
(демантоиды, табл. 81, фиг. 3) бледно-зеленые, титанистые (мелани-
гы) б\ро-черные. Распределение окраски в кристаллах андрадита часто
зональное, со сгущением гонов близ ребер и вершин. В порошке бес-
цветный или бледно-буроватый.
Просвечивает, часто прозрачен. Блеск сильный стеклянный, до
алмазовидного на гранях кристаллов. Тв. 6,0—6,5, наименьшая в груп-
пе граната. Раздавливается с трудом. Излом неровный, до мелкорако-
ринчаюго, иногда ступенчатый. Уд. вес в пределах 3,75—3,83.
Под микроскопом прозрачен, окрашен (часто зонально) в светло-
бурые, желтоватые или зеленовато-бурые, иногда темно-бурые тона.
Изотропен, но часто двупреломляет, причем анизотропные участки рас-
полагаются секториально или системами параллельных полос, образуя
подобие полисинтетически двойниковых структур. Показатель прелом-
ления 1,850—1,890, у гранатов со значительным содержанием гроссу-
лярового компонента снижается до 1,820.
В ультрафиолетовом свете изредка люминесцирует оранжево-крас-
ным В НС1 и H2SO4 разлагается медленно, при нагревании выделяется
желатинообразный осадок кремнезема. Раствор желто-зеленого цвета,
дает отчетливую реакцию на Fe'".n. п. тр. сплавляется в черный маг-
нитный королек.
Гроссуляр, андрадит и промежуточные по составу кальциевые гра-
наты являются характерными минералами контактово-метасоматических
месторождений (скарнов), образующихся под воздействием гранитных
интрузий за счет карбонатных пород, порфиритовых и диабазовых
туфов, туфопесчаников и других богатых кальцием пород. В скарнах
они сопровождаются диопсидом, волластонитом, тремолитом (грос-
суляр), геденбергитом, эпидотом, везувианом, магнетитом, шеелитом,
пирротином, халькопиритом и другими сульфидами (андрадит).
Менее обычны в продуктах гидротермального изменения габбро и
других основных изверженных пород, где они образуются вместе с
эпидотом, цоизитом, хлоритом, везувианом, актинолитом и другими ми-
нералами в процессе разрушения плагиоклазов и глиноземистых пиро-
ксенов. Иногда встречаются в серпентинитах, в хлоритизированных и
серпентинизированных пироксенитах и в перидотитах (гроссуляр, де-
мантоид), а также в качестве продукта гидротермального изменения
.256
щелочных пироксенитов и мельтейгитов (андрадит, изредка гроссуляр),
в сопровождении везувиана, волластонита, тремолита, мелилита, фло-
юпита, кальцита, перовскита, иногда цеолитов.
В процессах выветривания нестойки, быстро разрушаются и в
связи с этим редко сохраняются в дочетвертичных россыпях.
Уваровит Са3(А1, Fe, Cr)2[$iOj3. Специфический минерал россы-
пей, формирующихся в районах распространения хромитоносных мас-
сивов ультраосновных пород.
Встречается в виде неправильных угловатых зерен, иногда облом-
ков кристаллов и очень редко в виде хорошо окатанных зерен (табл. 81,
фиг. 4, 5).
Цвет изумрудно-зеленый. Прозрачен или просвечивает. Блеск силь-
ный стеклянный. Уд. вес около 3,8. Тв. 6,5.
Под микроскопом в иммерсионном препарате бледно-зеленый.
Изотропен. N— 1,85 —1,87.
Не люминесцирует. В кислотах нерастворим, неплавок. Окраши-
вает перл буры в характерный для Сг зеленый цвет.
Образуется как вторичный минерал по трещинкам в залежах хро-
митсодержащих руд, изредка в пустотах среди серпентинизированных
дунитов и перидотитов, иногда в сопровождении везувиана, андрадита,
хромдиопсида, хромовых хлоритов и карбонатов и др.
Шорломит Са3 (Fe, Ti, Al)2[(Si, ТООЦз- Разновидность, содержа-
щая только Ti"", называется меланитом. В качестве примеси часто
устанавливается Y, TR, Zr, Nb, иногда Na и V.
Редкий минерал россыпей, встречающийся лишь в районах распро-
странения щелочных нефелиновых пород серии ийолит — мельтейгит, а
также некоторых эффузивных щелочных пород. В россыпях сопровож-
дается диопсид-авгитом, эгчрии-диопсидом, магнетитом, титаномагне-
гитом, перовскитом, иногда цирконом, бадделеитом и пирохлором.
Наблюдается в виде неправильных угловатых или изометрических
зерен, изредка в виде обломков кристаллов (табл. 81, фиг. 6).
Цвет буро-черный, смоляно-черный, в порошке буровато-коричне-
вый. Непрозрачен, в краях тонких зерен просвечивает коричневым.
Блеск сильный стеклянный или смолистый. Тв. 6. Уд. вес 3,75—3,90.
Хрупок, раздавливается с трудом. Излом типичный раковинчатый.
Под микроскопом в порошке прозрачный, коричнево-бурый, или
красно-бурый. Изотропен. Нередко зонально окрашен с посветлением
окраски или даже полным обесцвечиванием в периферических частях
кристаллов и переходом здесь в двупреломляющий кальциевый гранат.
А=1,90—2,01, возрастает по мере увеличения содержания титана.
Не люминесцирует. В кислотах, особенно в H2SO4, разлагается
сравнительно легко. С Н2О2 и (NH4)CNS раствор дает реакцию на Ti
и Fe. П. п. тр. сплавляется в черный магнитный шарик.
Шорломит встречается почти исключительно в щелочных извержен-
ных породах — нефелиновых пироксенитах, якупирангитах, мель-
тейгитах, иногда в ийолитах и их пегматитах в тесной ассоциации с
диопсид-авгитом, эгирин-авгитом, эгирин-диопсидом, перовскитом
(кнопитом), титаномагнетитом, сфеном. Изредка присутствует (мела-
нит) в фонолитах, лейцитофирах, тингуаитах, нефелиновых и других
щелочных жильных и эффузивных породах. Очень редок в скарнах.
В процессах выветривания неустойчив, сравнительно быстро раз-
решается при переносе и редко сохраняется в древних россыпях.
Везувиан Cai0Al4(Mg, Fe)2[Si2O7b[SiO4]5(OH)4
В качестве примеси часто присутствуют Na, Мп, Сг, Ti,
иногда Be, В.
Везувиан — редкий минерал россыпей, встречающийся преимущест-
венно в современных отложениях в ассоциации с андрадитом, мелани-
17 А А 1<}харенко 257
том, эпидотом, диопсидом, геденбергитом, цоизитом, магнетитом, сфе
ком и некоторыми другими минералами
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в дитетрагонально-
дипирамидальном виде симметрии. Кристаллы имеют столбчатый или
короткопризматический облик и образованы обычно преобладающими
гранями призмы {110}и дипирамиды {111}, в комбинации с которыми
часто присутствуют пинакоид и призма {100} (табл. 81, фиг. 7—9).
Грани кристаллов неровные, часто покрытые пластинчатыми наростами
или штриховкой.
Обычно встречается в виде неправильных или удлиненных зерен,
угловато окатанных частиц тонкозернистого или лучистого сложения
(иногда в срастаниях с андрадитом, эпидотом, хлоритом), реже в виде
хорошо окатанных зерен (табл 81, фиг. 10).
Цвет светлый, серовато-зеленый, желто-зеленый, бурый, коричне-
вый, красновато-коричневый (титансодержащий везувиан), изредка се-
ровато-белый или изумрудно-зеленый (хромсодержащий везувиан).
Часто окрашен зонально. В порошке обычно белый.
Темно-бурые разновидности непрозрачны, светлоокрашенные везу-
вианы просвечивают в краях зерен или прозрачны. Блеск слабый стек-
лянный, для окатанных зерен жирный. Спайность несовершенная по
призме.
Тв. 6—6,5. Хрупок. Раздавливается с трудом. Излом неров-
ный, параллельно удлинению зерен, иногда ступенчатый, чаще рако-
винчатый. Уд. вес 3,3—3,5.
Под микроскопом прозрачен и обычно бесцветен, также желтова-
тый или зеленоватый, иногда светло-коричневый. Одноосный отрица-
тельный, в некоторых случаях аномально двуосный с 2V до (—)15 и
даже до 30°. Железистые везувианы оптически изотропны, а при со-
держании Fe2O3 более 5% минерал становится одноосным положи
тельным.
Показатели преломления варьируют в основном в зависимости от
содержания F’" и Ti. Для наиболее распространенных везувианов
No= 1,718—1,730; №=1,715—1,724; №—№ = 0,003—0,006 Для желе-
зистых везувианов №=1,725—1,732; №=1,725—1,736; №—No=-
= 0—0,004.
Показатели преломления титанистых везувианов повышаются до
1,760 по №, а двупреломление достигает 0,007—0,008. Для некоторых
везувианов характерна аномальная бурая или индигово-синяя интер
ференционная окраска, часто пятнистая
Не люминесцирует. В кислотах разлагается с трудом. П. п. тр.
вспучивается и плавится. Маложелезистый везувиан слабомагнитен и
иногда проходит в немагнитную фракцию шлихов.
Из обычных минералов россыпей зеленый везувиан наиболее схо-
ден с эпидотом и гроссуляром, коричнево-бурый везувиан с андради-
том, ставролитом, иногда сфеном. От всех этих минералов легко отли-
чается по оптическим свойствам.
Среди месторождений везувиана наиболее распространены кон
тактово-метасоматические скарнового типа, где он обычно сопровож-
дает гранат и эпидот. В этой же ассоциации везувиан встречается
в качестве вторичного минерала в зонах гидротермального изменения
габбро, пироксенитов, перидотитов.
Своеобразные месторождения везувиана известны в щелочных
породах—пироксенитах, мельтейгитах и других, где он образуется
совместно с андрадитом, монтичеллитом, волластонитом, кальцитом,
хлоритом и другими минералами как продукт разрушения моноклин-
ных пироксенов, мелилита и нефелина. В этих же породах встречается
и титанистый везувиан.
258
Группа эпидота
Минералы этой группы широко распространены в россыпях и
в некоторых из них, особенно в районах развития метаморфизованных
основных магматических пород, нередко преобладают в тяжелой фрак-
ции шлихов.
В групп} эпидота входит ряд минералов и разновидностей, хими-
ческий состав которых выражается общей формулой R"2 R"'s [S1I2O7]
[SiO4] (О,ОН)2, где R"— Са и R"z Al, Fe, Мп. Часть Са может заме-
щаться Y, Се, Th, U, а также Na; в ряду трехвалентных катионов ше-
стерной координации иногда устанавливаются Cr, Ti и V, а также Mg,
изоморфно замещающий А1.
Группа диморфна, кристаллизуется в ромбической и моноклинной
сингониях. Главнейшие члены этой группы следующие.
Цоизит Ca2Al3[Si9O J[SiO4]OOH — ромбический.
Клиноцоизит Са2А1з[5;2О7][51О4]ООН— моноклинный.
Эпидот Са2(А1, Fe)3[Si2O7][SiO4]OOH— моноклинный.
Пьемонтит Са2(А1, Мп, Fe)3[Si2O7][SiO4]OOH — моноклинный.
Ортит (Са, Се, Y, Th)2(Al, Fe)3[Si2O7^SiO4jO2—моноклинный.
Распространенность в россыпях, физические свойства и условия
образования в природе отдельных минералов группы эпидота неоди-
наковы.
Цоизит. Один из распространенных минералов группы эпидота.
Кроме указанных в формуле элементов, иногда содержит небольшую
примесь Fe и Мп.
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии; возможно, является псевдоромбическим (моно-
клинным). Встречается обычно в двух формах в кристаллах, их об-
ломках, удлиненных или неправильных зернах и в виде частиц, имею-
щих тонкозернистое агрегатное сложение. Последние часто
представляют собой соссюрит: агрегаты цоизита, альбита, хлорита и
других минералов.
Кристаллы призматические до шестоватых, вытянутых по третьей
кристаллографической оси и обычно несколько уплощенные по (100).
Габитусными гранями являются ромбические призмы {110} и {011 )
и пинакоиды{100} и {010} (табл. 82, фиг. 1 и 2). Иногда на кристаллах
цоизита развиваются многочисленные грани призм более сложных ин-
дексов, вытесняющие грани первого пинакоида. В этих случаях грани
кристаллов несут резкую штриховку вдоль оси с.
Цвет серовато-белый, желтоватый, иногда зеленоватый, буроватый
и красновато-розовый (от присутствия Мп); в тонкозернистых массах
молочно- и зеленовато-белый. Просвечивает, редко прозрачен. Блеск
слабый стеклянный, на спайных поверхностях более сильный, иногда
с перламутровым отливом.
Спайность совершенная по {010}. неотчетливая по { 100} . Тв. 6.
Хрупок раздавливается средне. Излом неровный, ступенчатый и ра-
ковинчатый. Уд. вес 3,25—3,36.
Под микроскопом в тонких зернах цоизит обычно прозрачен и бес-
цветен, но иногда загрязнен включениями хлорита, лейкоксена и других
минералов и в этих случаях лишь просвечивает в отдельных участках
зерен.
Двуосный положительный. Оптическая ориентировка Ng_L (100);
положение плоскости оптических осей не постоянно и зависит от состава
минерала. Для безжелезистых цоизитов плоскость NgNp || (010); боль-
шинство спайных осколков в иммерсионном препарате дают разрезы
нормально Nm. Для железистой разновидности плоскость NgNp || (001)
и с осью микроскопа в большинстве разрезов совпадает тупая бис-
сектриса.
17“ 259
Угасание прямое, удлинение положительное. Угол оптических осей,
показатели преломления и сила двойного лучепреломления варьируют
в зависимости от содержания железа и возрастают с увеличением ко
личества последнего.
27= ( + )35°—60°; Ng = 1,702—1,718; Ntn = 1,698—1,703;
Np = 1,696—1,700; Ng—Np 0,002—0,018.
Безжелезистые цоизиты обнаруживают резкую дисперсию и>г и
аномальные синие или буро-желтые тона интерференции.
Не люминесцирует. Обнаруживает слабые магнитные свойства,
безжелезистые цоизиты часто выделяются в немагнитной фракции
шлихов.
В кислотах практически нерастворим. П п. т вспучивается и сплав-
ляется в белую эмалевидную массу.
Обычный продукт гидротермального изменения плагиоклазов ос-
новных изверженных пород (габбро, габбро-диабазов). Часто встре-
чается и в зеленых сланцах, возникших в процессе регионального ме-
таморфизма основных эффузивных пород и их туфов, а также в амфи-
болитах и биотит-амфиболовых кристаллических сланцах.
Клиноцоизит. Безжелезистая разновидность, выделяемая под этим
названием, встречается исключительно редко. Большинство клиноцоизи-
тов и в том числе клиноцоизиты, распространенные в россыпях, содер-
жат ту или иную примесь Fe’" и обычно рассматриваются как мало-
железистая разновидность эпидота, хотя и отличаются от последнего
по ряду признаков.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии Кристаллы шестоватые или призматические, удлиненные
по [010]. Чаще всего встречается в виде удлиненных зерен и обломков
кристаллов, реже в виде частиц агрегатного сложения, обычно содержа-
щих примесь других минералов
Цвет бледно-желтый, кремово-желтый, кремово-розовый, зеленова-
тый; иногда бесцветен; в тонкозернистых агрегатах серовато-белый.
В кристаллах и зернах обычно прозрачен или просвечивает в краях
Блеск сильный стеклянный
Спайность отчетливая по{001} , параллельно удлинению зерен, не-
совершенная по {100}. Тв. 6—6,5. Раздавливается средне. Уд. вес
3,25—3,30.
В иммерсионном препарате обычно бесцветен, иногда желтоватый
или розовато-желтый. Оптическая ориентировка Nm || [010], угол c:Np
около 8°. Угасание относительно призматических ограничений кристал-
лов и трещинок спайности в зернах прямое; удлинение для спайных
осколков обычно отрицательное, для кристаллов положительное.
Двуосный положительный. 27=+70°—88°; дисперсия v>r силь-
ная: в сечениях, близких к Nm или перпендикулярных к оптической
оси, не угасает и приобретает аномальную красноватую или лилово-
синюю интерференционную окраску.
Ng = 1,720—1,737; Nm = 1,717— 1,730; Np = 1,710— 1,725;
Ng—Np = 0,009—0,012.
He люминесцирует. По поведению в кислотах и перед паяльной
трубкой аналогичен цоизиту. Слабомагнитен, маложелезистые разно-
видности при сепарации иногда выделяются в немагнитной фракции
шлихов.
Из минералов электромагнитной фракции наиболее сходен с ксе-
нотимом (иногда с призматически развитым монацитом); немагнитный
клиноцоизит можно смешать также с цирконом, баритом, апатитом,
260
иногда с андалузитом и дисгеном. Легко отличается от всех названных
минералов по оптическим свойствам.
Эпидот. Наиболее распространенный минерал рассматриваемой
гр\ппы; в современных наносах и россыпях иногда встречается в замет-
ных количествах.
Химически нестоек и редко сохраняется в древних отложениях,
измененных процессами выветривания. Вследствие этого содержание
эпидота в генетически и пространственно сопряженных системах россы-
пей (например, в россыпях разновозрастных речных террас), как пра-
вило, убывает с возрастом отложений.
В наиболее древних и глубоко измененных процессами вывет-
ривания отложениях эпидот нередко отсутствует совершенно, тогда
как в русловых и пойменных россыпях, расположенных на тех же
отрезках речных долин, он может являться преобладающим минера-
лом шлихов.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. Кристаллы столбчатые или шестоватые, удлиненные по
[010], часто богатые гранями (табл. 82, фиг. 3 и 4). Преобладающее
развитие обычно имеют{001 }, {100},! 101 }, 1111 }, в комбинации с ко-
торыми часто присутствуют {201 }, {201 } и другие пинакоиды зоны [010].
Присутствие большого числа форм этого типа, иногда в вицинальном
развитии, обусловливает появление на гранях некоторых кристаллов
эпидота характерной грубой штриховки параллельно второй кристал-
лографической оси.
Чаще всего эпидот встречается в россыпях в виде неправильных
или удлиненных угловатых зерен и угловато окатанных частиц, имею-
щих тонкозернистое плотное сложение и обычно содержащих примесь
альбита, хлорита, иногда граната и других минералов. Наблюдается
также в виде хорошо окатанных округлых зерен (табл. 82, фиг. 5—8).
Цвет эпидота варьирует в зависимости от содержания железа;
чаще всего желтовато-зеленый, грязно-зеленый, фисташково-зеленый,
иногда буро-зеленый и зеленовато-желтый. Желтый оттенок окраски
характерен для большинства эпидотов и позволяет легко отличить
последние от сходных с эпидотом моноклинных пироксенов. В частицах
агрегатного сложения эпидот имеет красновато-бурую (от гидроокислов
железа) или белесовато-зеленую окраску.
В кристаллах и зернах просвечивает или прозрачен. Блеск стеклян-
ный Спайность ясная по {001 }, несовершенная по {100}, проходит
параллельно удлинению зерен. Излом неровный, ступенчатый. Тв. 6—
6,5. Раздавливается с трудом. Уд. вес 3,35—3,55.
Под микроскопом вполне прозрачен и окрашен в бледные зелено-
вато-желтые тона. Часто проявляется двойникование по { 100 } иногда
многократное.
Двуосный отрицательный. 2У=(—)70—90°, уменьшается с уве-
личением содержания железа. Плоскость оптических осей {010} пер-
пендикулярна удлинению зерен и направлениям спайности. Alm || [010];
угол Ng с плоскостью спайности по {001} =25—30°. Зерна, лежащие в
иммерсионном препарате на плоскостях главной спайности, часто даюг
разрезы с выходом оптической оси.
Дисперсия угла оптических осей и наклонная дисперсия биссектрис
сильная, r>v для одной оптической оси и r<v для другой. В разрезах,
перпендикулярных оптической оси или близких к этому, зерна не уга-
сают, приобретая синеватую или красноватую интерференционную
окраску.
Показатели преломления и величина двупреломления возрастают
с увеличением содержания железа. Ng= 1,735—1,785 (обычно в преде-
лах 1,755—1,765); Nm= 1,730—1,765 (1,740—1,755); Np = 1,720— 1,740
(1,725—1,735); Ng—Alp = 0.015—0,050 (0,030—0,045).
261
Некоторые буроокрашенные эпидоты снижают двупреломление до
0,012—0,018. Характерна аномальная пестрая и яркая интерференци-
онная окраска, отличающая эпидот от диопсида, оливина и других
внешне сходных с ним минералов.
Для темноокрашенных эпидотов полихроизм отчетливый в зелено-
вато-желтых тонах по схеме Nm>Ng'>Np. Не люминесцирует.
В кислотах нерастворим. П. п. тр. вспучивается и сплавляется в
зелено-черное или бурое стекло.
По внешнему виду в неправильных зернах сходен с везувианом,
.диопсидом, оливином, гроссуляром. Легко отличается от всех этих ми-
нералов оптическими свойствами.
Эпидот и клиноцоизит являются типичными вторичными минера-
лами, образующимися преимущественно в процессах гидротермального
изменения и метаморфизма основных изверженных и пирокластических
пород. Главная их масса приурочена к габбро, габбро-диабазам, диа-
базам и другим основным эффузивным породам, претерпевшим зелено-
каменное изменение, где названные минералы образуются за счет пла-
гиоклаза. Широко распространены в формации «зеленых» сланцев, эпи-
дозитов и эпидотовых амфиболитов, где эпидот нередко является по
родообразующим минералом.
В значительных количествах эпидот выделяется в скарнах и других
контактово-метасоматических породах, связанных с интрузиями гра-
нитов.
Изредка присутствует в самих гранитах, гранито-гнейсах и близ-
ких к ним по составу кислых породах, где возникает в процессе разру-
шения плагиоклазов и биотита.
В качестве второстепенного или редкого минерала эпидот устанав-
ливается также в кварцевых жилах, некоторых сульфидных жильных
месторождениях и в жилах альпийского типа.
Пьемонтит. Один из наиболее редких минералов группы эпидота,
спорадически встречающийся в россыпях, расположенных в районах
распространения марганцеворудных месторождений.
Наблюдается в виде обломков призматически вытянутых кристал-
лов, морфологически подобных кристаллам эпидота (табл. 83, фиг. 1
и 2), в виде шестоватых, удлиненных или неправильных зерен, а также
окатанных или угловатых частиц, имеющих тонкозернистое сложение
(табл. 83, фиг. 3 и 4).
Цвет буро-красный, красновато-коричневый, реже оранжево-крас-
ный и оранжевый. В порошке красновато-коричневый до розово-жел-
того. Просвечивает, светлоокрашенные разновидности иногда прозрач-
ны Блеск сильный, стеклянный.
Спайность ясная по (001}. Тв. 6,5. Уд. вес 3,40—3,52. Хрупок;
раздавливается с трудом. Излом неровный, раковинчатый.
Под микроскопом в порошке прозрачен и окрашен в оранжево-
желтые или лилово-красные тона. Оптическая ориентировка как у эпи-
дота. Двуосный положительный 2У=( + )60—88°, дисперсия v>r
заметная. Показатели преломления возрастают с увеличением содержа
ния маоганца: Ng = 1,778—1,832; Nm= 1,757— 1,800; Ур= 1,738—1,756;
Ng—Ур = 0,040—0,082.
Полихроизм сильный: Ng — розово-красный; Nm — лиловый, лило-
во-красный; Np — оранжевый или желтый.
Не люминесцирует. В кислотах нерастворим. П. п. тр. вспучивается
и легко сплавляется в черное стекло. Окрашивает перл буры в фиоле-
товый цвет.
Главнейшие месторождения пьемонтита приурочены к толщам оса-
дочных пород, заключающих пласты марганцевых руд и превращенных
в процессе метаморфизма в кварциты и различные кристаллические
сланцы. В этих месторождениях пьемонтит сопровождается пиролюзи-
262
том, гауссманитом, родонитом, бустамитом, спессартином, марганецсо-
держащими моноклинными пироксенами, родохрозитом и некоторыми
другими минералами.
Значительно реже пьемонтит встречается в скарнах в связи с мас-
сивами гранитоидов, а также в роговиках, образующихся в зоне кон-
такта интрузий основных изверженных пород (габбро, габбро-диабазов
и др.). Наблюдается в некоторых жилах сульфидных руд.
В процессах выветривания, переноса и переотложения осадков не-
стоек, легко разрушается и вследствие этого очень редко сохраняется
в древних россыпях.
Ортит. Сравнительно редкий минерал россыпей, встречающийся
главным образом в районах распространения гранитных интрузий и
связанных с ними жильных пород.
В россыпях встречается в виде удлиненных или неправильных
угловатых, реже угловато окатанных зерен, а также в виде обломков
кристаллов (табл. 83, фиг. 5—9). Кристаллы обычно плохо образован-
ные, вытянутые по [010] и уплощенные (до таблитчатых) по (100), мор-
фюлогически сходные с кристаллами эпидота. Габигусными гранями
являются { 100 I, (001 }, { 101 } и (111} (табл 83, фиг. 5—7), изредка
наблюдаются более сложные комбинационные многогранники.
Грани кристаллов часто неровные, изъеденные, покрытые примаз-
ками бурых или охристо-желтых продуктов разложения ортита. Обычны
ступенчатость и грубая штриховка параллельно [010].
Ортиты, содержащие значительные количества редких земель, а
также тория, обычно претерпевают метамиктный распад, структура их
аморфизуется, что существенно отражается на всех физических свойст-
вах минерала. Наиболее полный распад кристаллической решетки и
изотропизацию обнаруживает обычно ортит древних палеозойских и
допалеозойских пород, тогда как ортиты из геологически юных образо-
ваний при том же валовом химическом составе минерала нередко со-
храняют все признаки кристаллического строения.
Цвет смоляно-черный, буро-черный. В порошке буровато-серый.
Блеск сильный, смолистый, на гранях иногда матовый. Непрозрачен,
в краях тонких зерен иногда просвечивает бурым. Наблюдались зо-
нально окрашенные ортиты, черно-бурые во внутренней части зерен и
бледно-коричневые или зеленовато-бурые, просвечивающие в перифе-
рической.
Спайность чаще всего отсутствует, изредка проявляется по (001).
Излом типичный раковинчатый. Тв. 5,5—6. Хрупок, раздавливается с
трудом или средне. Уд. вес варьирует в зависимости от степени сохран-
ности структуры минерала в пределах 3,55—4,20, иногда снижаясь
до 3,0.
Под микроскопом в иммерсионном препарате светло-бурый, зеле-
новато-бурый, желтовато-бурый, коричневый, нередко с пятнистым или
правильным зональным распределением окраски. Неизмененные или
слабоизмененные ортиты двуосные отрицательные1 с 2У=(—)70—85°.
Плоскость оптических осей || (010), c:Np 32—40°; Ng с плоскостью
(001) образует угол 57—65°, и в сечениях по (001), чаще всего встре-
чающихся в иммерсионном препарате, зерна ортита дают разрезы с
выходом оптической оси.
Показатели преломления варьируют в очень широких пределах
Ng = 1,700—1,810; Nm= 1,695—1,790; Np = 1,680—1,775; Ng—Np =
= 0,010—0,036. Полихроизм отчетливый, иногда резкий: по Ng —
бурый, зеленовато-бурый, красновато-коричневый, по Nm — светло-
бурый, коричневый; по Np — светлый желто-бурый или зеленовато-
бурый.
1 Некоторые слабо двупреломляющие ортиты оптически положительны.
263
Претерпевшие метамиктное изменение ортиты, наиболее часто
встречающиеся в россыпях, оптически изотропны, не полихроируки
Показатель преломления их снижается до 1,660—1,640 (иногда до
1,610), причем часто неодинаков в различных частях одного и того же
зерна Окраска метамиктных ортитов более светлая, они нередко пре
вращены в агрегатно поляризующие скопления пленочных, хлопьевид-
ных бурых и желтых продуктов разложения, среди которых устанавли
ваются гидрохлориты, гидроокислы железа, карбонаты и другие ближе
неопределимые минералы
В кислотах разлагается (особенно метамиктные разновидности)
с выделением студенистого кремнезема Солянокислый раствор с торо
ном обычно дает отчетливую реакцию на Th, с NaF (а иногда и с бу-
рой) дает люминесцирующий перл
П п тр вспучивается и легко плавится в пузыристое черно-бурое4
(часто магнитное) стекло Радиоактивен
Ортит довольно широко распространен в некоторых гранитах,
гранодиоритах и сиенитах, иногда в диоритах и габбро-диоритах Он
присутствует в этих породах в качестве акцессорного минерала в ассо-
циации с биотитом, цирконом, магнетитом и сфеном Встречается во
многих сиенитовых и гранитных пегматитах, особенно часто в редко-
земельном их типе, где сопровождается уранинитом, ксенотимом, маг-
нетитом, циртолитом, изредка гранатами спессартин-альмандинового
ряда, апатитом, фергусонитом и монацитом
В качестве новообразования часто встречается в гнейсах (особенно
в мигматизированных их разновидностях), амфибол-биотитовых и дру-
гих кристаллических сланцах, а также в некоторых филлитах Для
этого типа месторождений характерно совместное присутствие ортита
и эпидота, часто содержащего включения ортита или образующего
гаймы вокруг выделений последнего
По внешнему виду и некоторым физическим признакам ортит может
быть спутан с черной роговой обманкой, турмалином, шорломитом,
гадолинитом, а также с фергусонитом, эшинитом и некоторыми другими
редкими тантало ниобатами
От большинства названных минералов легко отличается по опти-
ческим свойствам, наиболее трудно отличим от гадолинита, совместно
с которым ортит иногда встречается как в коренных месторождениях,
так и в россыпях Оптически анизотропные гадолиниты — двуосные
положительные, характеризуются косым угасанием, положительным
удлинением и обычно не полихроичны Изотропизированный гадолинит
имеет значительно более высокий показатель преломления (до 1,780),
чем обычный изотропный ортит, и не сплавляется п п тр От много-
чгсленных тантало ниобатов ортит наиболее просто отличается по цвету
порошка (значительно более светлому, чем у тантало-ниобатов), по по-
казателю преломления (у большинства тантало-ниобатов А>2), а также
по отрицательной реакции на Nb и Та
Пренит Са2 {(Al, Fe)2 Si3Oi0} (ОН)2
Пренит сравнительно часто встречается в россыпях, но обычно
пропускается вследствие внешнего его сходства с минералами группы
эпидота
Кристаллизуется в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль-
ном виде симметрии Кристаллы редки Они характеризуются столбца
той или таблитчатой формой, обычно плохо образованы, имеют искрив
ленные, скульптированные («паркетчатые») грани и часто собраны ь
субпараллельные или лучистые сростки Характерны почковидные агре
гаты с радиально лучистым или волокнистым строением
264
В россыпях встречается в виде неправильных зерен, реже в виде
обломков кристаллических сростков (табл 84, фиг. 1)
Цвет бледно-желтый, зеленовато-желтый, белый, зеленовато-серый.
Непрозрачен, изредка просвечивает в краях зерен Блеск слабый стек-
лянный, иногда напоминающий блеск цеолитов
Спайность в одном направлении, заметная лишь на обломках кри-
сталлов. Излом неровный.
Тв. 6—6,5 Хрупок, раздавливается средне или с трудом Уд.
вес 2,8—3,0.
Под микроскопом прозрачен и обычно бесцветен (при отсутствии
включений). Двуосный положительный с 2V=( + )65—70°. Показатели
преломления и величина двупреломления варьируют в зависимости от
содержания железа. Ng= 1,642—1,655; Nm = 1fi18—1,640; Np= 1,612—
1,635, Ng—Np = 0,022—0,030.
В ультрафиолетовом свете и в катодных лучах люминесцирует
красновато-розовым или светло-зеленым (в катодных лучах).
В кислотах при нагревании разлагается с выделением порошкова-
той SiO2 П. п. тр. вспучивается и плавится в белое полупрозрачное
стекло.
Из обычных минералов россыпей наиболее сходен с циозитом и
эпидотом. Легко отличается от обоих минералов более низкими показа-
телями преломления.
Пренит является типичным гидротермальным минералом, образую-
щимся в процессе разрушения плагиоклазов, нефелина и некоторых
других алюмосиликатов. Он присутствует в гидротермально изменен-
ных габбро, габбро-диабазах, диабазах, нефелиновых сиенитах и
ийолитах, выделяется по трещинам и в миндалинах основных эффу-
зивных пород. В месторождениях сопровождается гроссуляром, эпидо-
том, цоизитом (в измененных основных породах), самородной медью
(в эффузивах), карбонатами и цеолитами (в ийолитах).
Пироксены
Минералы этого семейства широко распространены в обломочных
породах и в россыпях, преимущественно в геологически молодых и со-
временных образованиях В тяжелой фракции шлихов они обычно при-
сутствуют в небольших количествах, иногда одиночными зернами, но
в некоторых россыпях, формирующихся в непосредственной близости
от источников обломочного материала, пироксены зачастую приобре-
тают значение ведущих минералов.
В семействе пироксенов выделяют две минеральные группы: груп-
пу энстатита, или ромбических пироксенов, и группу диопсида, или
моноклинных пироксенов. Обе эти группы на основании химического
состава и отчасти физических свойств минералов в свою очередь под
разделяются на ряды, минеральные виды и разновидности.
Ромбические пироксены (Mg, Fe)SiO3 относятся к изоморфному
ряду соединений, конечными членами которого являются энстатит
MgSiO3 и ферросилит FeSiO3. В качестве примесей часто устанавли-
ваются небольшие количества Са, Мп, Ni, Al. В зависимости от содер-
жания железистого компонента выделяют следующие разновидности:
энстатит, заключающий не более 12 молекулярных % FeSiO3 (>8%'
1 Указываемая во многих справочниках по оптической минералогии и петрогра-
фии граница составов энстатита, проводимая по 5% ГеО, не обоснова ia FeO coot
ветствует 7,1% ферросилитового компонента, а не 12%, как это принимается в тес
же справочниках Границу энстатитов рационально проводить либо по 10 молекуляр-
ным % FeSiO3, что соответствует 7% FeO, либо же на основании оптических свойств,
по смене положительного оптического знака на отрицательный, происходящей в мт-
ьсзиальноп части ряда ромбических пироксенов приблизительно при 12% FeSiO3
(%9% FeO)
265
FeO), бронзит с содержанием 12—20% FeSiO3 (8—14% FeO) и гипер-
стен, содержащий от 20 до 82% FeSiO3 Иногда в этой части ряда вы-
деляют гиперстен (20—50% 1 FeSiO3) и ферригиперстен (>50% FeSiO3)
Наиболее распространены в россыпях бронзиты и маложелезистые
гиперстены, реже встречается энстатит; ферригиперстен наблюдался
лишь в единичных случаях.
Кристаллизуются в ромбической сичгонии1 2 В кристаллах и их
обломках встречаются довольно часто
Кристаллы призматические или короткостолбчатые по [001] и обыч-
но уплощенные по {100}. Габитусными формами являются { 100} и
{110}, реже {010}, в комбинации с которыми часто присутствуют {122),
{111} и {101} (табл 84, фиг 2—4, табл 85, фиг 1—2) Концевые грани
обычно плохо развиты, часто отсутствуют, грани призматической зоны
нередко корродированные или грубошероховатые (табл. 84, фиг 2, 3,
7), иногда ступенчатые
Обычно встречаются в виде удлиненных зерен, имеющих непра-
вильные угловатые очертания, в форме брусковидных или пластинча
тых обломков кристаллов, ограниченных ступенчатыми поверхностями
спайности, изредка в виде удлиненных окатанных зерен
Цвет буровато-коричневыи, зеленоватый, светлый зеленовато-бу-
рый (гиперстен), кремово желтый, серовато-желтый, бледный кремово-
розовый, до бесцветного (энстатит) Прозрачны в различной степени,
часто содержат включения рудных минералов, загрязнены продуктами
разложения и непрозрачны Блеск слабый стеклянный, на плоскостях
раскола по спайности и отдельности иногда сильный, с перламутровым
или металловидным отливом
^Спайность отчетливая по призме под углом около 90°, для бронзита
и гиперстена иногда отмечается отдельность по{010} или { 100). Излом
неровный, ступенчатый, часто занозистый или зубчатый {Тв 5,5—6
Крупки, раздавливаются средне Уд вес варьирует в зависимости оз
содержания FeO в пределах 3,15—3,00
Под микроскопом в иммерсионном препарате (в порошке) вполне
или участками прозрачны и окрашены в бледный коричнево-желтып
или зеленоватые цвета, иногда бесцветны Энстатиты двуосные поло-
жительные с 2V=( + )65 -88° Бронзиты характеризуются большим и
обычно отрицательным углом оптических осей (—) 75—90°, для гипер-
стенов 2V—(—)50—70°, наименьший при содержании около 50%
FeSiOj и увеличивающийся как в сторону более магнезиальных, так и
в сторону более железистых членов серии Плоскость оптических осей
{010;, Ag [001] В кристаллах и спайных обломках потасание прямое3,
хдтинение положительное
Показатели преломления варьируют в зависимости от состава ми-
нерала С увеличением железистости пироксенов их средний посаза-
тель пре юмления возоастает на 0,00123 на каждый молекулярный %
FeSiOa, величина же двупреломленпя изменяется сравнительно мало
Пределы колебаний показателей! преломления и силы двупреломленпя
ромбических пироксенов таковы
Энстатиты Ag= 1,660—1,680, Ntn= 1,654— 1,674, Np = 1,652—1,668,
Ag—A'p —0,008—0,012
Бронзиты Ng= 1,680-1,692, Nm= 1 675—1,687, Np = 1,668-1,680,
Ag—Ap = 0,010—0,012
1 Более ж°чезистые члены ряда (ферросилиты) з природных условиях не п-
тестны
2 Согласно ренттеновским данным псевдоромбические повышение симметрии
обусловлено поле синтетическим двойникованием субм 1кроскопических ионоктинных
ин тивидов
’ Изредка встречаются гиперстены с косым угасанием, с Ng до 8°
26о
Гиперстены: Ng= 1,692—1,768 (1,692—1,710) >; .V/n- 1,687—
1,760(1,687—1,706); Np = 1,680— 1.750(1,680— 1,697); Ng — Wp = 0,010—
0,018(0,012—0,013).
Полихроизм от слабого (или даже незаметного для некоторых
энстатитов) до отчетливого (для гиперстенов) с характерным измене-
нием цвета. Ng — желтовато- или буровато-зеленый, грязно-зеленый,
голубовато-зеленый; Np — кремово-розовый, буровато-розовый, светлый
красно-коричневый, бледно-желтый.
Не люминесцируют. В кислотах практически нерастворимы (в НС1
частично разлагается лишь железистый гиперстен). П. п. тр. не изме-
няются.
Большинство ромбических пироксенов слабомагнитны; энсгагиты,
содержащие менее 1 —1,5% FeO иногда выделяются в неэлектромагнит-
ной фракции шлихов. Гиперстен, нередко содержащий включения маг-
нетита, может частично проходить в магнитную фракцию.
Из минералов электромагнитной фракции гиперстен и бронзит
иногда можно принять за клиноцоизит, оливин, диопсид, диопсид-авгит,
антофиллит, коричневую роговую обманку, турмалин. От всех этих
минералов гиперстен легко отличается по оптическим свойствам: от
оливина полихроизмом и низким двупреломлением; от моноклинных
пироксенов и роговой обманки — прямым угасанием; от турмалина —
знаком удлинения и полихроизмом; от антофиллита — более высокими
показателями преломления и низким двупреломлением; от клиноцоизи-
та— более низким светопреломлением и отсутствием характерной для
этого минерала дисперсии.
Энстатит, иногда проходящий в немагнитную фракцию шлихов,
можно принять за андалузит и силлиманит. От первого минерала энста-
тит наиболее просто отличается положительным удлинением и большим
углом оптических осей.
Главная масса ромбических пироксенов генетически связана с ос-
новными и ультраосновными магматическими горными породами, менее
обычны они в породах, образующихся в процессах регионального мета-
морфизма.
В глубинных магматических породах наиболее распространены
энстатит и бронзит, нередко являющиеся важными породообразующими
минералами в норитах, габбро-норитах, некоторых перидотитах и пиро-
ксенитах.
В эффузивных породах, преимущественно среднего состава, — ан-
дезитах, порфиритах, дацитах — более распространен гиперстен. Для
гиперстенов, происходящих из эффузивных пород, характерны шестоза-
тая форма зерен, преобладание кристаллов и их обломков, обычна кор-
родированная шероховатая поверхность граней, часто наблюдаются
включения пылевидного магнетита и пластинчатого ильменита.
В небольших количествах гиперстен иногда присутствует в кислых
изверженных породах — гранитах, гранодиоритах, а также в некоторых
монцонитах.
Из метаморфических пород гиперстен встречается в некоторых
гнейсах, гранито-гнейсах и кристаллических сланцах, характерных для
докембрийских кристаллических комплексов. Гиперстен, происходящий
пз пород этого типа, в россыпях ассоциирует с альмандином, дистеном,
ставролитом, силлиманитом, рутилом, диопсид-геденбергитом, зелено-
бурой глиноземистой роговой обманкой и некоторыми другими мине-
ралами.
В качестве редких минералов ромбические пироксены встречаются
и в контактово-метаморфических породах — в некоторых скарнах и ро-
говиках.
1 Для наиболее обычных малсжелезчстых гиперсгечов.
267
Ромбические пироксены являются нестойкими минералами и обычно
еще в материнских породах претерпевают те или иные процессы изме-
нения и разрушения. Они изменяются в серпентин и хлорит с выделе-
нием дисперсного магнетита или гематита, иногда в карбонаты и
тальк В процессах дезинтеграции пород, переноса и отложения обло
мочного материала происходит дальнейшее и часто полное разрушение
ромбических пироксенов. В целом они характеризуются малой мигра-
ционной способностью и не сохраняются в отложениях, затронутых
позднейшими процессами химического выветривания.
Сохранности ромбических пироксенов (как и оливина) в обломоч-
ных наносах и россыпях благоприятствует быстрое захоронение обло-
мочных осадков и суровая климатическая обстановка, препятствую-
щая развитию процессов химического выветривания. Однако и в этих
случаях часто устанавливаются признаки разрушения ромбических
пироксенов, происходящего в самих россыпях: хлоритизация обломоч-
ных зерен с краев и по трещинкам, замещение кристаллов гиперстена
гидроокислами железа (табл. 85, фиг. 3).
Моноклинные пироксены. По химическому составу в этой группе,
в известной мере условно, выделяются четыре минеральных ряда:
а) ряд клиноэнстатита '(Mg, Fe^SisOe;
б) ряд диопсида (Са(Mg, Fe)Si2O6;
в) ряд авгита или глиноземистых нещелочных пироксенов
Ca(Mg, Fe, Fe-, Al) {Al, Si} 2O6;
г) ряд эгирина или щелочных пироксенов Na (Al, Fe)Si2O6.
Кроме указанных выше элементов, в составе моноклинных пироксе-
нов в качестве примеси часто устанавливаются Мп, Ti, Cr, V, Ni, иногда
Zn, Zr, Be.
Центральное место в рассматриваемой группе занимает ряд диоп-
сида, и состав подавляющей массы распространенных в горных породах
и обломочных осадках моноклинных пироксенов по существу отвечает
составу пироксенов этого ряда, усложненному присутствием изоморф-
ной примеси тех или иных компонентов, принадлежащих другим пере-
численным выше рядам.
Способность образовывать смеси из многих компонентов, сущест-
венно и по-разному влияющих на свойства минерала, значительно ос-
ложняет точное определение состава моноклинных пироксенов по фи-
зическим (в частности, оптическим) свойствам. Эта задача разрешима
только в случае бинарных, редко трехкомпонентных систем и становится
практически невозможной для пироксенов более сложного состава, для
которых большей частью возможно лишь качественное определение
принадлежности их к тому или иному ряду и приблизительная оценка
количественного содержания основных компонентов.
Учитывая это обстоятельство, а также условность выделения авги-
тов в качестве самостоятельного ряда, ниже мы рассмотрим моноклин-
ные пироксены лишь двух рядов: ряда диопсида и ряда эгирина.
> Ряд диопсида включает пироксены переменного химического соста-
ва, представляющие собой изоморфные смеси двух основных компонен-
тов— диопсидд—OaMgSi2O6 и геденбергита CaFeSi2O6. Этими назва-
ниями обозначают пироксены, содержащие более 75% молекулярных
того или другого компонента; пироксены промежуточного состава выде-
ляют под названием салитов.
Некоторая часть Mg в пироксенах этого ряда может замещаться
трехвалентными Fe, Al или Ti при одновременной замене соответствен-
ной части Si на А1; это обусловливает возникновение глиноземистых
разновидностей диопсид-геденбергитов, обычно относимых уже к само-
стоятельному ряду авгита. Сюда относятся диопсид-авгит Ca(Mg, Fe.
Al, Fe—) {Al, Si}206, авгит Ca(Mg Fe, F-, Al) { 41, Si}206 и титанавгит
Ca(Mg, Fe, Fe-, Al, Ti-){Al, Si) 2O6.
263
В некоторых случаях происходит замещение части атомов Mg на
Cr”, отмечаемая в хромдиопсидах Ca(Mg, Fe, Сг) { Al, Si} 2О6.
Наконец, существует ограниченная смесимость .между диопсидами
и клиноэнстатитами, например в пижоните (Mg, Са) (Mg, Fe), Si2O6
и широкий изоморфизм между диопсидами и щелочными пироксенами
в жадеит-диопсиде (так называемом омфаците) (Са, Na) (Mg, Fe, Al)
Si2O6 и в эгирин-диопсиде (Са, Na) (Mg, Fe'", Fe"') Si2O6.
Наиболее распространены в россыпях диопсид, салит и диопсид-
авгит; реже встречаются авгит, пижонит, титанавгит, очень редко хром-
диопсид и жадеит-диопсид.
Эгирин-диопсид рассматривается ниже вместе с пироксенами ряда
эгирина.
Кристаллизуются в моноклинной сингонии в призматическом виде
симметрии.
Кристаллы в россыпях наблюдаются редко и наиболее обычны для
диопсида и авгита. Они имеют столбчатое или короткопризматическое
развитие и образованы преобладающими гранями призмы {НО} и не-
сколько подчиненными нм гранями {100} и {010}, в комбинации с ко-
торыми часто присутствуют {001 }, { 111}, { 102 }, {011 } и некоторые
другие (табл. 85, фиг. 4—8). Грани кристаллов часто неровные, ступен-
чатые, несущие отпечатки зерен породы, иногда выпуклые (табл. 85,
фиг. G; табл. 86, фиг. 5, 6).
Изредка отмечаются сростки кристаллов, незакономерные и двой-
никовые (двойники по { 100} 9-
Обычно встречаются в виде обломков кристаллов, шестоватых или
неправильных удлиненных зерен, частично или полностью ограниченных
поверхностями спайности (табл. 86), наблюдались также в виде хорошо
окатанных удлиненных зерен (табл. 87, фиг. 1).
ХЦвет диопсидов зеленоватый различной интенсивности и оттенков:
ло-зеленый, серовато-зеленый; безжелезистые диопсиды часто бес-
цветны или окрашены в бледный желтоватый цвет. Для салитов и
геденбергитов характерна более темная серо-зеленая окраска. Диопсид-
авгиты окрашены в бутылочно-зеленый или буровато-зеленый цвет
(табл. 85, фиг. 7, 8; табл. 86, фиг. 1, 2), авгиты характеризуются зеле-
новато-бурой и коричнево-бурой окраской, причем у титаносодержащпх
разновидностей часто отмечается лиловый оттенок (табл. 86, фиг. 5—7;
табл. 87, фиг. 1, 2). Хромдиопсиды обладают яркой изумрудно-зеленой
или голубовато-зеленой окраской (табл. 86, фиг. 3, 4).
Кристаллы диопсид авгита из глубинных изверженных пород (пи-
роксенитов и габбро) иногда заключают тончайшие пластинчатые вы-
деления ильменита и магнетита, располагающихся параллельно (001)
и (100) и образующие в кристалле пироксена решетку в виде системы
темных пересекающихся штрихов (табл. 86, фиг. 2). В кристаллах
авгита из основных эффузивных пород часто наблюдаются неправиль-
ные неориентированные выделения магнетита, иногда оливина и бурого
непрозрачного стекла.
В кристаллах и зернах прозрачны или просвечивают. Трещиноватые
и содержащие включения пироксены часто непрозрачны. Блеск для
всех разновидностей стеклянный.
Спайность по призме под углом около 88° отчетливо выражена
лишь у пироксенов диопсид — геденбергитового ряда. Поставленные
на торец спайные выколки имеют брусковидные (иногда ступенчатые)
почти прямоугольные очертания, чем пироксены легко отличаются от
амфиболов. У пироксенов промежуточного состава (салитов) и диопсид-
авгитов, происходящих из глубинных изверженных пород, часто на-
1 Для диопсид-авгитов обычны полисинтетические двойники по {100} и {001},
распознаваемые лишь под микроскопом.
269
блюдается ясная отдельность1 по (100), а иногда и по (001), вызванная
двойникованием или присутствием ориентированных включений. Су-
щественно глиноземистые пироксены (авгиты) в мелких зернах обычно
ье обнаруживают спайности.
Излом неровный, раковинчатый (для авгитов, табл. 87, фиг. 2),
часто занозистый (для диопсидов и диопсид-авгитов; табл. 86, фиг. 1,4).
Неровная занозистая поверхность ограничений нередко сохраняется
в процессе окатывания зерен пироксена.
Тв. 5,5—6. Уд. вес возрастает с увеличением содержания Fe и в
ряду диопсид-геденбергита варьирует от 3,22 до 3,55, для авгитов oi
Рис 63 Оптические свойства моноклин-
ных пироксенов ряда диопсид — геден-
бергит
Острая биссектриса Ng наклонена
3,3 до 3,5. Примесь жадеитового
компонента (в омфацитах) прак-
тически не влияет на величину
удельного веса диопсидов.
Хрупки. Раздавливаются
средне (диопсиды, диопсид-авги-
ты) или с трудом (авгиты). По-
лучающиеся при раздавливании
спайные выколки короткоприз-
матические или неправильные
(в отличие от амфиболов, даю-
щих удлиненные формы).
Под микроскопом в иммер-
сионном препарате прозрачны,
бесцветны или бледноокрашены,
не полихроируют или обнаружи-
вают лишь слабый полихроизм в
тех же тонах, что и окраска зе-
рен (без перемены цвета, харак-
терной для ромбических пироксе-
нов) .
Двуосные положительные.
Плоскость оптических осей (010)
к третьей кристаллографической
оси под разными углами, зависящими от состава минерала. В иммер-
сионном препарате, где большинство зерен располагается на плоско-
стях спайности, обычно наблюдается не истинный угол угасания ми-
нерала с : Ng, но несколько меньший с : Ng', отклоняющийся от первого
в различных пироксенах на 7—8°.
Между собой моноклинные пироксены различаются по оптическим
свойствам, хотя точное определение состава пироксенов, как указыва-
лось, часто оказывается затруднительным.
Вариации оптических свойств в ряду диопсид — геденбергита, явля-
ющемся основным в рассматриваемой группе, показаны на рис. 63.
С увеличением содержания CaFeSi2Oe в составе диопсидов средний
показатель преломления минерала возрастает на 0,00065 на каждый
молекулярный процент этого компонента; 2V увеличивается на 1° на
каждые 25% CaFeSi2Oe, угол угасания на Г на каждые 10% и сила
двупреломления понижается на 0,001 на каждые 25% железистого ком-
понента.
Для диопсидов 217=58—60°; Ng= 1,694—1,709; Nm= 1,671 —1,686;
Мр= 1,665—1,680; Ng--Np = 0,029—0,030; с : Ng= 38—40°; с : Ng' = 30—32°.
Для геденбергитов 217=61—62°; Ng= 1,738—1,752; Nm— 1,719—
1,735; 1,711 — 1,726; Ng—Np=- 0,026—0,027; с : Mg = 45—48°-
c: Ng' = 38—41°.
1 Такие пироксены получили название диаллагов
270
В иммерсионном препарате ясно окрашены только салиты и геден-
бергиты. Полихроизм отчетливый в желтовато-зеленых топах, схема
абсорбции Ng>Np. Дисперсия угла оптических осей r>v и наклонная
дисперсия биссектрис слабые, обычно заметные лишь у железистых
членов ряда.
Хромдиопсид существенно не отличается по показателям прелом-
ления и величине, двупреломления от обычных пироксенов диопсид-
геденбергитового ряда. Отличием является отчетливая светло-зеленая
окраска минерала в иммерсионном препарате и заметный полихроизм
в тех же тонах. Наиболее обычные для хромдиопсидов значения: Ng =
= 1,700—1,711; Nm = 1,680—1,692; Ар= 1,675—1,684; Ag—Ар = 0,025-
0,029; с: Ng'= 32—38°.
При переходе к глиноземистым пироксенам оптические свойства
диопсид-геденбергитов несколько изменяются. Вхождение А1 повышает
средний показатель пироксенов на 0,001 на каждый процент А12О3, но
почти не отражается на величине угла оптических осей и угла погаса-
ния. Особенно сильно влияет на оптические свойства пироксенов при-
месь трехвалентных Fe и Ti. По материалам А. И. Цветкова, с увеличе-
нием содержания Fe2O3 на 1% средний показатель преломления пирок-
сена возрастает на 0,0051, 2V на 3°, угол с: Ng на 1,3°; сила двупре-
ломления возрастает в среднем на 0,002 на каждые 5% Fe2O3. Примесь
титана вызывает увеличение среднего показателя преломления на 0,004
на каждый процент TiO2, 2V на 1° и угол с: Ng на 1° на каждые 5%
TiO2' двупреломление снижается в среднем на 0,004 на каждые
5% ТЮ2/
Наиболее часто встречающиеся значения для диопсид-авгита
таковы: 2V= (+) 60—62°; Ng= 1,700—1,705; Nm = 1,685—1,690; Np =
= 1,675—1,680; Ng—Np = 0,025—0,026; c : Ng' = 35—38°.
Для авгитов: 2V = (+ )60—65°; Ng = 1,710—1,718; Nm = 1,698—1,702;
Np = 1,685—1,695; Ng—Np = 0,023—0,025; c:Ng = 45—55°.
Для диопсид-авгита и особенно для титанистых авгитов характерна
резкая дисперсия угла оптических осей г>у (или v>r у железистых
авгитов) и отчетливая дисперсия биссектрис, проявляющаяся в непол-
ном погасании зерен. Характерна также пятнистая зональность окраски,
причем разно окрашенные участки обычно угасают неодновременно.
Полихроизм слабый в буроватых и грязных зеленовато-желтых тонах,
титанистый авгит полихроирует более отчетливо в буровато-розовых
или лиловато-бурых тонах.
Примесь клиноэнстатитового и клиноферрисилитового компонен-
тов в диопсид-геденбергитах (в пижоните) вызывает некоторые измене-
ния (обычно возрастание) показателей преломления пироксенов, сни-
жение угла погасания и резкое уменьшение угла оптических осей. Для
наиболее распространенных пижонитов оптические свойства таковы:
2V=i( + )25—40°; с : Ng' = 33—36°; Ng= 1,711—1,740; Nm = 1,695—1,716;
Np = 1,690— 1,714; Ng—Np = 0,022—0,026.
Примесь жадеитового компонента (в омфаците) вызывает увеличе-
ние угла оптических осей, снижение угла погасания пироксенов, умень-
шение величины двупреломления и некоторое снижение показателей
преломления минерала.
Для омфацитов характерны следующие пределы колебаний опти-
ческих свойств: 2V=( + )63—68°; Ng= 1,688—1,694; Nm= 1,674—1,680;
Ар =1,666—1,670; Ng—Ар = 0,022—0,024; с. Ng'=35—40°. В иммерсион-
ном препарате омфациты бледные зеленоватые или голубовато-зеленые.
Полихроизм обычно незаметен.
Не люминесцируют. Существенно магнезиальные пироксены слабо-
магнитны, и безжелезистый диопсид (бесцветный, бледный, желтова-
тый) иногда выделяется в неэлектромагнитной фракции шлихов.
271
В кислотах разлагаются с трудом, причем только железистые пи-
роксены, а также титанистые авгиты. П. п. тр. геденбергит и авгит
сплавляются в черное магнитное стекло.
В неправильных зернах диопсид и близкие к нему по составу пиро-
ксены по внешнему виду и окраске сходны с клиноцоизитом, гроссуля-
ром, везувианом, оливином. Салит и более железистые пироксены этого
ряда бывают похожи на эпидот и везувиан. Признаками, позволяющими
отличить их от указанных минералов, являются положительный оптиче-
ский знак при среднем угле оптических осей, отсутствие характерных для
эпидотов желтых оттенков в окраске и аномальной интерференционной
окраски и наличие прямоугольной спайности (для эпидота угол между
направлениями спайности около 70°).
Авгиты в некоторых случаях могут быть ошибочно приняты за
бурый амфибол, светлоокрашенный ортит и гиперстен. Легко отли-
чаются от этих минералов положительным оптическим знаком, большим
углом угасания, слабым полихроизмом и заметной наклонной диспер-
сией, выражающей в неполном угасании зерен и в появлении при этом
характерной синеватой и красноватой интерференционной окраски.
Большинство пироксенов ряда диопсид-геденбергит приурочено к
основным и ультраосновным (иногда повышенной щелочности) глубин-
ным изверженным породам — габбро, пироксенитам, перидотитам; реже
они встречаются в породах гранитного состава и в некоторых щелочных
породах ийолит-мельтейгитовой серии.
В названных породах распространены преимущественно маложеле-
зистый диопсид и диопсид-авгит. В породах нормального ряда они
ассоциируют с оливином, магнетитом, титаномагнетитом, шпинелью.
6} ро-зеленой роговой обманкой, ильменитом. В щелочных породах в
ассоциации с диопсидом и диопсид-авгитом обычно присутствуют эги-
рин-диопсид, титанистый гранат, магнетит, титаномагнетит, часто
перовскит.
Широко распространены диопсид, геденбергит и особенно салит
в контактово-метасоматических месторождениях — скарнах, где они не-
редко являются главными породообразующими минералами и ассо-
циируют с кальциево-железистыми гранатами, эпидотом, актинолитом,
магнетитом, сульфидами железа и меди, шеелитом. В небольших коли-
чествах диопсид-геденбергиты встречаются в кристаллических мрамо-
рах, сланцах, гранулитах и породах типа эклогита. Для последних
характерен омфацит, ассоциирующий здесь с альмандино-циропом, зеле-
ной роговой обманкой, шпинелью, иногда с дистеном и рутилом.
Хромдиопсид чаще всего встречается в кимберлитах, где присут-
ствует в ксенолитах эклогитоподобных пород в тесной ассоциации
(часто в срастаниях) с пиропом, ильменитом, хромпикотитом. Довольно
обычен он и в глубинных ультраосновных породах — в дунитах и пери-
дотитах, где является вторичным минералом, приуроченным к гнездам
и залежам хромшпинелидовых руд и встречается совместно с деман-
тоидом, уваровитом, хромвезувианом, хромовыми хлоритами и некото-
рыми другими минералами.
Пижониты характерны для основных жильных и менее излившихся
пород: габбро-диабазов, диабазов, базальтов, иногда андезитов.
Авгиты наиболее распространены в основных излившихся и жиль-
ных породах — базальтах, андезитах, пикритах, мончикитах, реже
встречаются в габбро и сиенитах, изредка в силикатных мраморах и
скарнах Титанистый авгит характерен для щелочных, преимущественно
эффузивных пород — щелочных базальтоидов, пикритов, нефелинитов,
тингуаитов.
В процессах формирования обломочных пород и россыпей боль-
шинство рассмотренных пироксенов оказываются минералами нестой
272
ними. В древних отложениях, претерпевших выветривание, а также в
россыпях, сформированных в процессе многократного переотложения
обломочного материала, пироксены часто не сохраняются.
Обычными продуктами разрушения пироксенов, особенно желези-
стых и глиноземистых их разновидностей, являются гидрохлориты,
нонтронит, минералы группы монтмориллонита, гидроокислы железа,
карбонаты, опал и др. Наиболее устойчивы среди пироксенов диопсид
и диопсид-авгит; отдельные зерна их иногда встречаются в существенно
кварцевых отложениях, состав которых предельно упрощен процессами
выветривания и длительной транспортировки обломочного материала
Ряд эгирина включает моноклинные пироксены, по составу прибли-
жающиеся к эгирину NaFeSi2O6 или же содержащие значительную
примесь эгиринового компонента. Существует непрерывный изоморф-
ный ряд между эгирином и диопсидом, а также нещелочными глино-
земистыми пироксенами, приводящий к появлению эгиринсодержащих
диопсид-геденбергитов и авгитов. В самих эгиринах некоторая часть
F'” может быть замещена А1. Нередко устанавливаются также при-
меси Ti, V, Ain, Zr, Be и некоторых других элементов.
Учитывая вариации химического состава, в рассматриваемом ряду
выделяют эгирины Na(Fe, Al) Si2Os, эгирин-диопсиды (с той или иной
примесью геденбергитового компонента) (Са, Na) (Mg Fe, Fe---) Si2Os
и эгирин-авгиты (Ca, Na) (Mg, Fe'”, Fe---. Al) (Al, Si)2O(i.
Главными представителями ряда являются эгирин и эгирин-диоп-
сид. В целом, однако, пироксены этого ряда сравнительно мало распро-
странены в россыпях и встречаются только в районах развития щелоч-
ных изверженных пород и почти исключительно в молодых (четвертич-
ных и современных) обломочных отложениях.
В отличие от пироксенов ряда диопсида для эгиринов характерен
длинпопризматический (до игольчатого) облик кристаллов, столбчатые
или шестоватые формы обломочных зерен, сохраняющиеся даже при
длительном их окатывании (табл. 87, фиг. 3—7).
Хорошо образованные кристаллы в россыпях встречаются исключи-
тельно редко. Они резко вытянуты по [001], обычно несколько уплощены
по (100) и образованы комбинацией преобладающих граней { 100
{110}. Часто кристаллы имеют копьевидные окончания, обусловленные
присутствием граней наклонных призм четвертого рода (табл. 87,
фиг. 3). Характерна резкая вертикальная штриховка призматических
граней, часто переходящая в ступенчатость.
Кроме кристаллов и одиночных зерен иногда встречаются в виде
сростков и частиц лучистого или волокнистого сложения.
Цвет зеленый различных оттенков — от черно-зеленого и темного
буровато-зеленого, характерного для большинства эгиринов и эгирин-
авгитов, до травяно-зеленого — для эгирин-диопсида; в порошке блед-
но-зеленые. Просвечивают, иногда прозрачны. Блеск сильный стеклян-
ный, на гранях темноокрашенных кристаллов иногда металловидный.
Спайность заметная по призме под углом около 87°, иногда наблю-
дается отдельность по {010} и {001}.
Тв. 5.5—6; раздавливаются средне. Излом неровный, на окончаниях
зерен раковинчатый, иногда занозистый. Уд. вес 3,40—3,60, меньший
для эгирин-диопсида и эгирин-авгита.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачны и отчетливо
окрашены в зеленый цвет различной интенсивности и оттенков. Двух-
осные отрицательные с непостоянным углом оптических осей, возра-
стающим с уменьшением содержания эгиринового компонента 1 и ста-
новящимся положительным при содержании его менее 40% (в эгирин-
1 В пироксенах ряда диопсид — геденбергит угол оптических осей и угол угаса-
ния увеличиваются в среднем на 0,65° на каждый процент NaFeSiaOe.
18 A A K;\apeiK0 273
авгитах и эгирин-диопсидах). Плоскость оптических осей { 010}; уга-
сание косое, удлинение отрицательное с углами c:Np от 40 до !5С
(обычно 35—25°) 1 для эгирин-диопсидов и до 10—0° для эгиринов.
Показатели преломления эгиринов находятся в пределах: Ng =
= 1,780—1,825; Nm= 1,770—1,810; Np = 1,740—1,775- Ng—7Vp = 0,040—
—0,052.
Для эгирин-диопсидов наиболее обычные значения показателей пре-
ломления таковы: (Vg= 1,725—1,750; Nm= 1,715—1,740; Np = 1,690—
1,710; Ng—Np = 0,030—0,040.
Наиболее часто наблюдаемые значения для эгирин-авгитов: Ng =
= 1,740—1,765; Nm = 1,735—1,750; Np= 1,705-1,735; Ng-Np = 0,026—
0,035.
Полихроизм отчетливый, особенно у эгиринов: Ng—зеленоватый,
желтоватый, светлый зеленовато-бурый, желтый; Nm — голубовато-зе-
леный, светло-зеленый, буровато-зеленый; Np — травяно-зеленый, жел-
то-зеленый, буро-зеленый, иногда бурый. Схема абсорбции Np>Nm>
>Ng, чем пироксены этого ряда наиболее просто отличаются от сход-
ных по цвету и тонам полихроизма некоторых буро-зеленых роговых
обманок (имеющих прямую схему абсорбции).
В кислотах разлагаются с трудом (эгирин). П. п. тр. легко сплав-
ляются в черное магнитное стекло.
По внешнему виду эгирин и эгирин-авгит наиболее сходны с глино-
земистой роговой обманкой; в обломках кристаллов бурый эгирин мо-
жет быть принят за турмалин. Легко отличаются от названных мине-
ралов оптическими свойствами — высокими показателями преломления,
отрицательным удлинением (от амфибола) и схемой полихроизма.
Эгирин и другие пироксены рассматриваемого ряда широко распро-
странены в щелочных нефелиновых породах — нефелиновых сиенитах
и породах ийолит—мельтейгит — уртитовой серии, где встречаются
совместно с щелочными роговыми обманками, магнетитом, титаномаг-
нетитом, сфеном, апатитом, иногда с лопаритом, перовскитом, ильмени-
том, цирконом и некоторыми более редкими минералами, свойствен-
ными этим породам.
В небольших количествах эгирин-диопсид и эгирин-авгит встре-
чаются в щелочных гранитах, сиенитах, монцонитах и близких к ним
по составу жильных и излившихся породах.
Эгирин и эгирин-диопсид встречаются также в контактово-мета-
соматических породах, так называемых фенитах — альбито-эгириновых
породах, образующихся за счет гнейсов, кристаллических сланцев и
гранитов под влиянием щелочных интрузий.
В процессах выветривания и переноса неустойчивы, быстро разру-
шаются и в связи с этим редко сохраняются в древних россыпях и об-
ломочных отложениях, затронутых последующим химическим выветри-
ванием. Отсутствуют или встречаются очень редко эти минералы и в
отложениях, образующихся при перемыве рыхлых толщ коры выветри-
вания пород (даже щелочных изверженных), а также в существенно
кварцевых песчаных осадках, характерных для прибрежно-морских и
дельтовых обстановок.
Родонит (Мп, Са) S1O-, • Бустамит (Са, Mn)SiOs
В качестве примеси наиболее обычно Fe, часто устанавливаются
Mg и Zn, Na, иногда Al. Редкие минералы россыпей. Не содержащие
железа разновидности выделяются в немагнитной фракции шлихов,
железистые в электромагнитной.
1 Угол с: Np' (на плоскостях спайности) сошвегственно 27—19°
274
Кристаллизуются в триклинном сингонии, в пинакоидальном виде
симметрии В россыпях встречаются в виде неправильных остроуголь
ных, иногда слабоокатанных зерен, а также обломочных частиц, имею
щих тонкозернистое сложение (табл 88, фиг 1—4) По внешнем^
облику обломочных зерен и некоторым физическим свойствам оба ми
нерала почти неразличимы
Цвет их бледно-розовый, буровато и коричневато-розовыи, иногда
белый или зеленовато-серый (бустамит), в порошке белые Обычны
примазки и выделения по трещинкам черных окислов и гидроокистор
марганца Просвечивают в краях зерен и обломочных частиц, изредка
прозрачны Блеск слабый стеклянный или жирный
Спайность ясная по {100}, несовершенная по пинакоидам { 001 }
{010} (110} и {НО} , углы между плоскостями спайности ~ 90 и 49°
Тв 5—5,5 Хрупки, раздавливаются средне Излом неровный, мел
коямчатыи или ступенчатый Уд вес 3,1—3,4 для бустамига, 3,4—3,7
для родонита
Под микроскопом прозрачны и обычно бесцветны Np почти пер
пендикулярно плоскости наилучшеи спайности по { 100} Погасание
на этой плоскости относительно трещинок спайности косое, с Ng =
= 10—17° для родонита и 32—36° для бустамита
Родонит двуосный положительный 2У=( + )61—75°, дисперсия
оптических осей и биссектрис v>r слабая В зависимости от соотноше
ния Мп, Са и Fe показатели преломления изменяются в пределах
Ng= 1,724—1,747, 7Vm= 1,715—1,737, Np= 1,716—1,733, Ng—Np=
= 0,008—0,014
Бустамит двуосный отрицательным 217= (—)44—55°, Ng—\,676—
1,707, Nm = 1,674—1,705, Np= 1,662—1,692, Ng—7Vp = O,O14—0,015
Полихроизм для обоих минералов слабый в бледных розовых и
желтовато-розовых тонах, или же незаметен Нередко отмечается поли
синтетическое двойникование по одному из пинакоидов Люминесцен
ция незаметна
В кислотах разлагаются с трудом и лишь при кипячении П п тр
буреют и чернеют, сплавляются в красно-бурое стекло С бурой дают
лилово-фиолетовый перл
По окраске и внешнему облику зерен могут быть ошибочно при
мяты за андалузит, розовый клиноцоизит, корунд, гранат, родохрозит
Отличаются от названных минералов оптическими свойствами и, в
частности, от наиболее сходного по оптическим данным клиноцоизита —
меньшими показателями преломления
Встречаются преимущественно в метаморфизованных кремнистых
осадочных породах, заключающих залежи пиролюзита
Наблюдаются также в контактово-метасоматических месторожде-
ниях, изредка в гидротермальных жилах в сопровождении родохрозита,
сфалерита, галенита, пирита и некоторых других минералов
Весьма нестойки, легко окисляются при выветривании и редко со
храняются в россыпях
Амфиболы
Среди минералов россыпей амфиболы по своей распространен
ности занимают одно из первых мест Они встречаются почти повсе
местно и часто в значительных количествах, особенно в четвертичных
и современных обломочных отложениях, формирующихся в районах
распространения метаморфических комплексов Широкое распростра-
нение и значительные местные концентрации амфиболов в наносах ха-
рактерны, также для областей проявления основного магматизма и осо-
бенно для районов развития интрузии габбро-перидотитовои формации
18“ 275
В районах с иным геологическим строением амфиболы в россыпях
распространены неравномерно, иногда спорадически, отсутствия в одних
хчастках или образуя слабые местные концентрации в других, в зави
симости от характера и состава пород, размываемых речной сетью
В этих случаях обычно отмечаются пестрота видового состава и значи
тельные вариации сохранности и окатанности зерен амфиболов, посту
пающих в речные наносы как из местных первичных источников, так
п из осадочных толщ различного возраста
В зависимости от химического состава и особенностей кристалли
ческой структуры в семействе амфиболов выделяют две группы —
антофиллита, или ромбических амфиболов, и группу актинолита, или
моноклинных амфиболов, включающую несколько минеральных рядов
Ромбические амфиболы (Mg, Fe, Al)7 [(Si, А1)4 Оц]2 (ОН)2 Хими
ческий состав непостоянен Кроме значительных вариаций в отношении
Mg и Fe, в антофиллите (Mg, Fe) 7 [Si40n]2 (ОН)2, наиболее распростра
ненном минерале этой группы, отмечается также замещение некоторого
числа двухзарядных катионов на А1 с одновременным замещением
алюминием соответствующего числа атомов Si, что приводит к глино
земистому амфиболу — жедриту (Mg, Fe)s-6 (Al, Fe)2-i [(Al, Si)4 Оц]2
(OH)2 В небольших количествах часто устанавливается также примесь
Са, Na, Fe , Мп и др
Кристаллизуются в ромбической сингонии, в ромбодипирамидаль
ном виде симметрии В кристаллах в россыпях не наблюдались Встре-
чаются здесь в виде удлиненных остроугольных или угловато окатанных
зерен, иногда представляющих собой параллельные сростки многих
индивидов и обладающих в этих случаях ступенчатой или грубо штри-
хованной поверхностью (табл 88, фиг 5, 6), а также в виде частиц,
имеющих тонковолокнистое асбестовидное сложение Такие частицы
нередко хорошо окатаны, вплоть до образования округлых или яицевид
ных форм (табл 88, фиг 7)
Цвет буровато коричневый, бледный коричнево желтый, белый с
зеленоватыми или буроватыми оттенками Просвечивают, изредка про
зрачны Блеск от стеклянного (для одиночных зерен) до жирного с
шелковистым отливом (для агрегатов)
Спайность ясная по{110 } под углом около 56° Изредка отмечается
поперечная отдельность Излом неровный, часто занозистый Тв 5,5—
6 Раздавливаются средне, в волокнистых агрегатах легко, параллельно
волокнам Уд вес 3,1—3,3 (редко до 3,5)
Под микроскопом бесцветны, изредка бледно окрашены и в этих
случаях слабо полихроируют в буроватых или зеленоватых тонах Дву-
осные, отрицательные или положительные с большим углом оптических
осей, варьирующим от (—)85 до ( + )78° (существенно магнезиальные
и глиноземистые разновидности обычно положительны) Плоскость оп-
тических осей || (010), угасание прямое, удлинение положительное
Показатели преломления изменяются в зависимости от содержания
Fe , Al и Fe в следующих пределах
Для антофиллитов Ng = 1,625—1,680, Nm= 1,615—1,668, Np =
= 1 605—1,660, Ng—Np = 0,018—0,020
Для жедригов Ng= 1,637 —1,698, Nm= 1,625—1,686, Np= 1,615—
— 1,675, Ng—Np = 0,022—0,025
He люминесцируют В кислотах нерастворимы
Большинство месторождений антофиллита и его разновидностей
приурочены к метаморфическим породам — кристаллическим сланцам,
возникшим в процессах метаморфизма основных вулканогенных и вул
каногенно осадочных пород Изредка эти минералы встречаются в зонах
контакта габбро, серпентинитов п других магнезиальных пород с более
молодыми гранитными интрузиями
276
Моноклинные амфиболы. Центральное место в группе моноклин-
ных амфиболов занимают минералы ряда актинолита Ca2(Mg, Fe)s
[Si40u]2 (ОН)2, составляющие химическую основу, и большинства дру-
гих амфиболов входящих в эту группу рядов. Последние свя-
заны с актинолитом изоморфными замещениями: Mg и Са в актиноли-
тах на Al, Fe--- и Na, а также заменой части атомов Si на А1, как это
имеет место в группе моноклинных пироксенов. Иногда происходит
замена гидроксильной группы (ОН)-1 на F-1, О-1 или О 2.
Такие замещения приводят ко второму важному ряду — роговой
обманки или глиноземистых амфиболов — NaCa2 (Mg, Fe", Al, Fe ,
Ti )5[(Si, Al)4 O„]2 (OH, O)2.
При замещениях среди катионов шестерной и восьмерной коорди-
нации— Са на Na, Mg на Al или Fe ‘ — возникает сложный в хими-
ческом отношении ряд арфведсонита — глаукофана, или ряд щелочных
амфиболов с общей формулой Na3_2 (Mg, Fe , F •, Al)s [Si4On]>
(OH, O, F)2.
Особое место, как и в группе пироксенов, среди моноклинных ам-
фиболов занимает ряд магнезиально-железистых минералов, по составу
аналогичных ромбическим амфиболам — ряд куммингтонита (Mg, Fe)7
[Si4On]2 (ОН)2.
Наибольшей распространенностью в россыпях и обломочных отло-
жениях пользуются амфиболы ряда актинолита и ряда роговой об-
манки. Из щелочных амфиболов, весьма неустойчивых в процессах
формирования осадочных толщ и поэтому редко встречающихся в рос-
сыпях; рассматриваются глаукофан и интересный в поисковом отноше-
нии холмквистит. Амфиболы ряда куммингтонита, имеющие весьма
ограниченное распространение, из рассмотрения исключены.
Ряд актинолита включает нещелочные амфиболы переменного со-
става, представляющие собой изоморфные смеси двух компонентов —
тремолита Ca2Mg5[SiO11]2(OH)2 и ферритремолита Ca2Fe [Si40uJ2(ОН)2.
Минералы промежуточного состава, содержащие менее 75 молекуляр-
ных процентов магнезиального компонента, получили название акти-
нолита Ca2(Mg, Fe)5[Si4On]2(OH)2 Наиболее обычен в обломочных
отложениях и россыпях актинолит, несколько реже встречается тре-
молит; существенно железистый амфибол в россыпях не уста-
новлен.
Кристаллизуются в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. Кристаллы длиннопризматические до игольчатых по [ООП,
большей частью не имеют правильных окончаний и образованы сильно
развитыми гранями} 110} и {100 } > в комбинации с которыми присут-
ствуют {010} изредка { 001 } . Грани призматической зоны обычно резко
исштрихованы по удлинению кристаллов и часто имеют неровную вы-
пуклую поверхность. Весьма обычны параллельные и лучистые сростки
игольчатых и шестоватых неделимых, иногда асбестовидные и плотные
спутанно-волокнистые агрегаты.
В россыпях встречаются в обломках шестоватых кристаллов и в
виде угловато окатанных удлиненных зерен, часто имеющих неровные
ступенчатые и зубчатые очертания (табл. 89, фиг. 1—4).
Цвет от белого и серовато-белого (для безжелезистого тремолита)
до светло-зеленого, грязно-зеленого с характерным голубоватым и си-
неватым оттенком (для актинолита). Распределение окраски часто не-
равномерное — пятнистое, иногда в виде полос, поперечных к удли-
нению зерен.
Прозрачны или просвечивают в краях зерен. Блеск стеклянный.
Спайность совершенная по призме под углом 124 и 56°, часто отме-
чается поперечная отдельность по (001).
Тв. 5,5—6. Раздавливаются средне или легко, причем обычно обра-
зуются длиннопризматические спайные выколки, имеющие гладкие по-
277
верхности и неровные ступенчатые или зубчатые окончания Уд
вес 2,95—3,25, возрастает с увеличением содержания Fe
Под микроскопом бесцветны (тремолит) или бледно окрашены в
зеленоватый цвет с характерным в этих случаях слабым полихроизмом
от голубовато зеленого по Ng до бесцветного или желтоватого по Np
Двуосные отрицательные с 2V = (—)85—88° дтя тремотита и 80
85° для актинолитов, дисперсия />у слабая или незаметная Плоскость
оптических осей (010), с Ng=18—12°, уменьшается с возрастанием
содержания железа Для наиболее распространенных в россыпях акти
нолитов с Ng'=\2—14°
Показатели прелом тения варьируют в зависимости от содержания
железа и в среднем повышаются на 0,0010 на каждый процент ферри
тремолитового компонента
Для тремолитов наиболее обычны значения Vg= 1,625—1,637,
Vm= 1,613—1,625, Np=\,599—1,611, Ng—Np = 0,026—0,029
Для актинолитов Ng= 1,638—1 660, Nm~ 1,630—1,650, Np=l 612—
1,635, Ng—Np = 0,024—0,026
В ультрафиолетовом свете и в катодных лучах тремолит тюми
несцирует зеленовато-желтым, желтая люминесценция в катодных
лучах изредка отмечается и для актинолита В кислотах практически
нерастворимы П п тр актинолит с трудом сплавляется в грязно зеле
ное стекло
Тремолит, содержащий небольшое количество FeO, часто выде
ляется в немагнитной фракции шлихов Здесь он может быть ошибочно
принят за волластонит, силлиманит, иногда тистен п цоизит От трех
последних минералов легко отличается значительно меньшими показа
лелями преломления, от волластонита и цоизита также косым yiaca
нием Труднее отличается от волластонита, если последний присутствует
в виде шестоватых зерен В этом случае волластонит чаще всего имеет
прямое погасание с изменчивым (в зависимости от положения зерна)
положительным или отрицательным удлинением Отличим тремолит от
волластонита также по углу спайности (56 и 74° соответственно) и по
значительно более высокому двупреломлению
Актинолит в некоторых случаях может быть принят за клиноцои
зит, но легко отличается от последнего голубоватым оттенком окраски
От сходных по цвету некоторых роговых обманок отли шется опта
ческими константами
Первичные месторождения амфиболов ряда актинолита приуро
чены к метаморфическим породам В качестве породообразующих мн
чералов они присутствуют (главным образом актинолит) в различных
типах «зеленых» сланцев эпидот о альбито актинолитовых, альбнто
актинолито хлоритовых и других, возникающих в процессе метамор
физа вулканогенных и вулканогенно осадочных пород В ассоциации
с гранатами, волластонитом, диопсидом, эпидотом, магнетитом и суль
фидами широко распространены в скварнах (главным образом акгино
лит, реже тремолит), а также в кристаллических мраморах и в изве
стковистых роговиках (тремолит) В значительных количествах эти
минералы (преимущественно актинолит) образуются в процессе
гидротермального изменения основных изверженных пород габбро,
габбро-диабазов, диоритов, полевошпатовых пироксенитов и других,
возникая за счет моноклинных пироксенов, роговой обманки, иногда
оливина и плагиоклаза Для актинолита из месторождений этого типа
характерна ассоциация в россыпях с эпидотом, цоизитом, соссюрито
выми частицами, лейкоксеном, ильменитом, магнетитом и титаномагне
титом
Меньшее значение имеют месторождения актинолита и тремолита
в рудных гидротермальных жилах, а также в кварцевых жилах альпий-
ского типа, где актинолит сопровождается эпидотом хлоритами, сфе
278
ном, ильменитом, аксинитом, рутилом, анатазом и некоторыми другими
минералами.
В условиях формирования осадочных толщ актинолит довольно
устойчив и часто сохраняется в отложениях, измененных позднейшими
процессами химического выветривания.
Ряд роговой обманки наиболее сложен по химическому составу
входящих сюда минералов. Выделяют две основные разновидности:
обыкновенную роговую обманку NaCa2(Mg, Fe", Al, Fe- Ц
[(Si, А1)40ц]2 (OH)2 и базальтическую роговую обманку, характеризую-
щуюся меньшим содержанием гидроксильных групп, повышенным,
иногда значительным содержанием титана и преобладанием Fe над
Mg — (Na, Са)2_3 (Fe-, Mg, Fe", Al, Ti)5 [(Si, A1)4OH]2 (O, OH)2.
Кроме указанных в формулах элементов, в роговых обманках ча-
сто устанавливаются примеси К, Мп, Ni, Zn, V, Сг, Zr, Be и некоторые др.
Наиболее распространена как в первичных месторождениях, так и
в россыпях обыкновенная роговая обманка, реже и в специфических
обстановках (в районах распространения основных вулканических по-
род) встречается базальтическая роговая обманка.
В кристаллах наблюдаются очень редко; кристаллы имеют корот-
костолбчатый или призматический облик, внешне напоминают кри-
сталлы авгита, но отличаются от последних углами между гранями
призмы (около 124°).
Обычно встречаются в виде удлиненных угловатых или слабо ока-
танных зерен, иногда остроугольных, с неровными зубчатыми оконча-
ниями (табл. 90, фиг. 1—5). Хорошо окатанные формы зерен наблю-
даются сравнительно редко.
Цвет грязно-зеленый, черно-зеленый, буро-зеленый, темный зеле-
новато-бурый, иногда черный (обыкновенная роговая обманка; табл. 90,
фиг. 1—5), также темно-бурый и коричнево-бурый (базальтическая ро-
говая обманка; фиг. 6). Нередко окраска зональная, более темная во
внутренних частях зерен; иногда бурая в центральной части и светло-
зелено-бурая в краях зерен. В порошке бледно-зеленые или буроватые.
Просвечивают обычно лишь в тонких осколках и в краях зерен, изредка
прозрачны. Блеск стеклянный, у непрозрачных черных роговых обма-
нок— сильный смолистый до металловидного на гранях и поверхностях
'спайности.
Спайность по призме различной степени совершенства; ясная у зе-
леных роговых обманок, менее отчетливая у бурых и особенно у база-
льтической роговой обманки. У первых изредка отмечается отдельность,
проходящая обычно под прямым углом к спайности, а также отдель-
ность по{001 },{010 } и {100} . Последняя часто обусловлена ориентиро-
ванными включениями ильменита, магнетита и других минералов,
располагающихся параллельно{100} и {001} (как в диопсид-авгитах).
Тв. 5,5—6. Хрупки, раздавливаются средне или с трудом. Излом
неровный, иногда раковинчатый (у базальтических роговых обманок).
При раздавливании спайные выколки имеют столбчатую или непра-
вильную форму (в отличие от актинолита), но обычно более удлинен-
ные по сравнению с выколками диопсид-авгита и авгита. Уд. вес
3,1—3,4.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачны и окраше-
ны в грязно-зеленый, буро-зеленый или светлый бурый и коричневато-
бурый цвет. Полихронзм отчетливый со схемой абсорбции Ng>Nm~>Np.
Для зеленой роговой обманки: Np — желтовато-зеленый, буровато-зе-
леный, Ng — грязный, буровато-зеленый, бутылочно-зеленый, оливково-
зеленый, иногда с голубоватым оттенком.
Для бурой роговой обманки: Np — желтый, бледный буровато-жел
тый, Ng — бурый, красновато-бурый. Базальтические роговые обманки
обычно полихроируют в желто-бурых (по Np), коричнево-бурых и
279
красновато-бурых (по Ng) цветах иногда с различным по интенсив-
ности зеленоватым оттенком.
Двуосные отрицательные. Для обыкновенной роговой обманки
угол оптических осей варьирует до 65—75° для зеленых разновидностей
до 80—85° для бурой роговой обманки. Базальтическая роговая обман-
ка характеризуется особенно изменчивым углом оптических осей: 2V
обычно (—)70—80°, но иногда уменьшается до (—) 50° и ниже.
Дисперсия f>r слабая для зеленой роговой обманки, г>и замет-
ная для бурой и сильная для базальтической роговой обманки. Для
последней характерна и дисперсия биссектрис, приводящая к неполно-
му угасанию зерен. Плоскость оптических осей || (010). Угол с-.Ng
варьирует от 0 до 25°, наибольший для зеленых роговых обманок, мень-
ше для бурых и наименьший для базальтической роговой обманки.
Показатели преломления и величина двупреломления варьируют в
зависимости от содержания закисного и особенно окисного железа.
Наиболее часто встречающиеся для различных роговых обманок зна-
чения приведены ниже.
Зеленые роговые обманки: c:Ng=\6—22° (c:Ng'=\3—18°),
Ng = 1,655—1,680; Nm = 1,647—1,672; Np = 1,635—1,655; Ng — Np =
=0.020—0,25.
Бурые роговые обманки: c:Ng = 12—18° (c\Ng' = 11—15°); Ng =-
= 1,660—1,697; Nm = 1,655—1,685; Np = 1,638—1,670; Ng — Np =
= 0,022—0,027.
Базальтическая роговая обманка: c:Ng = 5—8°; Ng= 1,700—1,735;
Nm = 1,700—1,715; Np = 1,675—1,690; Ng — Np = 0,025—0,045.
Особенно высокие показатели преломления характерны для тита-
нистой базальтической роговой обманки — керсутита, где светопрелом-
ление по Ng доходит до 1,760 и по Np до 1,692, а величина Ng — Np
до 0,070. Для этой разновидности характерна очень сильная дисперсия
биссектрис.
В кислотах все роговые обманки разлагаются с трудом (и только
железистые их разновидности). П. п. тр. сплавляются в черно-бурое
слабомагнитное стекло.
По внешнему облику и окраске зерна роговых обманок могут быть
приняты за турмалин, эгирин, авгит. От первых двух минералов легко
отличаются характером спайности и знаком удлинения; от авгитов от-
личимы по оптическому знаку, заметному полихроизму, значительно
меньшему, чем у авгитов, углу угасания.
Роговые обманки образуются в условиях сравнительно невысоких
температур, но повышенных давлений. Зеленая роговая обманка наибо-
лее распространена в глубинных изверженных породах группы габбро
и диорита, где является важным породообразующим минералом, но так-
же встречается и в сиенитах, гранодиоритах и других близких к ним
по составу изверженных породах. Широко распространена она также
в метаморфических породах: габбро-амфиболитах, амфиболитах, био-
тито-роговообманковых и других кристаллических сланцах и гнейсах,
где ассоциирует с гранатами пиропо-альмандинового ряда, эпидотом,
магнетитом, апатитом, сфеном, рутилом, иногда с дистеном и ставро-
литом. В заметных количествах образуется и в процессах гидротерма-
льного изменения существенно пироксеновых магматических пород —
некоторых габбро- и габбро-диабазов (так называемый уралит).
Бурая роговая обманка характерна преимущественно для основных
магматических горных пород, дайковых или экструзивных.
Базальтическая роговая обманка и особенно титанистая ее разно-
видность (керсутит) наиболее распространена в основных (реже
ультраосновных) излившихся породах: базальтах, мелафирах, андези-
тах, роговообманковых порфиритах и некоторых других; реже встреча-
ется она в жильных породах типа мончикита, комптонита и фурчита
280
Роговые обманки довольно неустойчивы в процессах дезинтеграции
и выветривания горных пород, переноса обломочного материала и фор-
мирования россыпей. Особенно нестойки железистые и титансодержа-
шие роговые обманки, быстро разрушающиеся с образованием гидро-
хлорито®. нонтронита, опала и гидроокислов железа. Относительная
распространенность в обломочных осадках зеленых роговых обманок
объясняется широким и почти повсеместным распространением в ко-
ренных породах амфиболов именно этого типа, часто являющихся
важными породообразующими минералами.
Глаукофан Na2(Mg, Fe)3 (Al, Fe)2 [Si40ii]2 (OH, F)2. Редкий мине-
рал россыпей, встречающийся преимущественно в районах распростра-
нения кристаллических сланцев.
В россыпях наблюдается в виде удлиненных зерен и обломков
призматических кристаллов. Характерна окраска голубовато-серая,
фиолетово-серая, синеватая, темно-фиолетовая, часто неравномерная
(табл. 90, фиг. 7). В порошке бледный голубовато-серый.
Просвечивает, часто прозрачен. Спайность, характер излома, твер-
дость, сопротивляемость раздавливанию такие же, как у актинолита.
Уд. вес 3,12—3,19.
Под микроскопом прозрачен. Двуосный отрицательный с сильно
варьирующим углом оптических осей: 2V = (—) 40—80° (обычно
60—ТУ1). Плоскость оптических осей (010), с: Ng = 3—6° (иногда до
20°). Характерна резко выраженная дисперсия угла оптических осей
г>у и особенно — наклонная дисперсия биссектрис, достигающая 5—
12° (в белом свете зерна в большинстве случаев не угасают).
Ng = 1,638—1,650; Nm = 1,638—1,644; Np = 1,620—1,628; Ng —
Np = 0,015—0,022. В некоторых глаукофанах двупреломление иногда
снижается до С,010—0,003; в этих случаях минерал может быть опти-
чески положительным.
Полихроизм отчетливый и весьма характерный: Ng — синий, темный
фиолетово-синий, Nm — светлый, буровато-лиловый, фиолетово-синий;
Np — зеленовато-желтый, голубовато-зеленый, бледно-желтый, бес-
цветный. Схема абсорбции Ng>Nm>Np.
Люминесценция не изучена. В кислотах практически нерастворим
П. п. тр. легко сплавляется в зеленоватое полупрозрачное стекло, ок-
рашивая пламя спиртовки в желтый цвет.
В призматических зернах и осколках кристаллов глаукофан в не-
которых случаях сходен с турмалином (индиголитом), иногда с сине-
вато-зеленым актинолитом. Легко отличается от обоих минералов углом
угасания, характером полихроизма и резко выраженной дисперсией. От
кроссита и рибекита, с которыми глаукофан сходен по окраске, он от-
личается положительным знаком удлинения, значительно меньшими по-
казателями преломления и более сильным (обычно) двупреломлением.
Месторождения глаукофана приурочены к метаморфическим поро-
дам различного состава, возникшим главным образом за счет средних
и основных эффузивных и пирокластических образований. Он распро-
странен в некоторых альбито-серицито-кварцевых, альбито-хлорито-
кварцевых, альбито-эпидото-актинолитовых, альбито-цоизито-рогово-
обманковых и других сланцах. Изредка встречается в слюдистых и же-
лезистых кварцитах, ассоциирующих с толщами измененных эффузивов
Холмквистит Li2 (Mg, Fe)3 (Fe'", Al)2 [Si40n]2 (ОН, F)2. Очень
редкий минерал россыпей. Встречается в виде удлиненных зерен и об-
ломков шестоватых кристаллов розовато-голубого, фиолетового и ли-
лово-синего цвета (табл. 90, фиг. 8). По внешним признакам, характеру
спайности, твердости и некоторым другим свойствам сходен с глауко-
фаном и отличается от него лишь розовым оттенком окраски, а также
несколько меньшим удельным весом (2,95—3,11).
281'
Двуосный отрицательный. 2V = (—) 40—51°; дисперсия r>v слабая
(в отличие от глаукофана). Плоскость оптических осей (010); c:Ng =
= 0—3°. Ag= 1,646—1,654; Alm =1,638-645; Np = 1,620—1,625; Ng -
Ap=0,02b—0,029. Полихроизм: Ng—лилово-розовый, фиолетовый, си-
ний; Nm — фиолетовый, розово-фиолетовый; Np — светло-желтый до
бесцветного.
В кислотах нерастворим. П. п. тр. легко сплавляется в бурое стек-
ло, окрашивая пламя горелки в розово-красный цвет. Сплавленный с
(NH4)2SO4 или CaSO4, затем смоченный НС1 и прокаленный п. п. тр.
окрашивает пламя в интенсивный малиново-красный цвет.
Встречается в некоторых гранитных пегматитах натрово-литиевого
типа совместно со сподуменом, литиевым турмалином, колумбитом, бе-
риллом и другими минералами.
Магнезиально-железистые слюды
Магнезиально-железистые слюды широко распространены в оса-
дочных породах и встречаются в песчаной и алевритовой фракциях
большинства пластических осадков. Распространены они и в россыпях
различных генетических типов — речных (преимущественно в косовых
и пойменных) и особенно в прибрежных морских и озерных, где про-
цессы сортировки обломочных частиц часто приводят к возникновению
в узкой зоне пляжа слойков и горизонтов существенно слюдистых
песков.
В концентратах промывки и в тяжелой фракции шлихов эти мине
ралы, однако, наблюдаются относительно редко. Причина этого за-
ключается прежде всего в чешуйчатой форме зерен, благодаря чему
кластические слюды легко сносятся с промывных устройств при обра-
ботке проб, а также в небольшом удельном весе этих минералов, у
большинства слюд приближающемся к пограничному для тяжелой
фракции значению (2,9).
В химическом отношении принадлежат изоморфному ряду листо-
вых алюмосиликатов, конечными членами которого являются флогопит
KMg3{ AlSi3Ow) (ОН, F)2 и лепидомелан KFe {AlSi3O10) (ОН, F)_>.
Промежуточные по составу члены ряда, содержащие некоторое количе-
ство трехвалентного железа, получили собирательное название биотита
К (Mg, Fe)3{ (Al, Fe) Si3O10} (OH, F)2.
Кроме указанных в формулах элементах, магнезиально-железистые
слюды часто содержат небольшие количества Na, Ti, Мп, Сг, Ni, иногда
Sn и Nb (в биотитах).
Кристаллизуются в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии.
Наиболее распространены в россыпях биотиты; флогопит и лепидо-
мелан встречаются редко и в специфических геологических обста-
новках.
В россыпях встречаются в виде отдельных листочков, обычно име-
ющих неправильные, неровные, округлые или удлиненные в одном на-
правлении очертания, реже в форме шестиугольных табличек и очень
редко в виде обломков псевдодипирамидальных кристаллов (табл. 91,
фиг. 1—4). Большинство кластических слюд несколько гидратировано,
вследствие чего края листочков часто расщеплены, искривлены и утол-
щены.
Цвет светло-коричневый, желтый, зеленовато-желтый, бледный бу-
ровато-зеленый (для флогопита), коричнево-бурый (биотит), черно-бу-
рый и черный (лепидомелан). Гидратированные и выветрелые разно-
видности нередко приобретают бронзовую или золотистую окраску ч
содержат дисперсные включения окислов железа, лейкоксена, ориенти-
рованные вростки игольчатого рутила.
.282
Прозрачны или просвечивают Ьлеск стеклянный, на плоскостях
спайности с перламутровым отливом, также жирный Спайность весьма
совершенная по {001}, спайные листочки обычно гибкие Тв 2—3, при
оаздавливании распадаются по спайности на отдельные чешуйки
Уд вес варьирует в зависимости от содержания железа от 2,85—
2 95 для флогопита до 3,0—3,2 для биотитов и лепидомелана Гидрати
рованные разновидности часто имеют удельный вес менее 2,9 и при
фракционировании шлихов выделяются в легкой фракции
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачны, часто
пятнисто или зонально окрашены в желтый, зеленовато желтый и свет
ло бурый цвет
Двуосные отрицательные Острая биссектриса Np перпендикуляр
на плоскости спайности 2V = /—/0—10° Показатели преломления за
висят в основном от содержания FeO и Fe2O3 и колеблются в следую
тих пределах
Флогопиты Ng и Nm — 1 575—1,600, Np = 1,545 —1,560
Биотиты Ng и Nm = 1,610—1,650, Np = 1,560—1 600
Лепидомеланы Ng и Nm= 1,660—1,690, Np = 1,600—1,625
Полихроизм сильный (заметный, однако только в косых сечениях)
от бесцветного или бледно буроватого и желтоватого по Np до темно
коричневого, бурого и зелено бурого по Ng и Nm Некоторые фтого
питы, содержащие окисное железо, обнаруживают аномальную абсорб
цию по Np — оранжевый, розовый или буровато красный, по Ng —
красновато желтый, розовый, желтый или бледно зеленый
Не люминесцируют В НС1 нерастворимы, в H2SO4 при нагревании
разлагаются частично Сфло’опит) или полностью (биотит, лепидоме
тан) П п тр вспучиваются приобретают зо ютисто желтую окраску
и с трудом сплавляются в буро черное стекло
Биотит широко распространен в большинстве магматических гор
ных пород средней кислотности — интрузивных иди жильных, реже из
тившихся Обычен в пегматитах, где нередко является преобладающим
среди темноцветных минералов Встречается во многих метаморфиче
ских породах — в кристаллических сланцах и гнейсах роговиках, реже
в скарнах
Для флогопита наиболее характерны месторождения, приурочен
। ые к контактово метасоматическим породам, образующимся в зонах
контакта гранитоидов с доломитами иди богатыми Mg силикатными по
родами Как продукт изменения пироксена и оливина он часто ветре
чается и в массивах ультраосновных и щелочных пород (пироксенитов
оливинитов, ииолитов и др ) Изредка выделяется как породообразую
щии компонент в некоторых перидотитах и пикритах (в кимберлитах)
Лепидомелан характерен в основном для щелочных магматических
город — сиенитов, нефелиновых сиенитов и их жильных производных
Магпезиально железистые слюды неустойчивы в процессах вывет
ривания, быстро разрушаются при переносе обломочного материала и
формировании кдастических осадков и редко сохраняются в россыпях
измененных последующим выветриванием Наиболее обычными продук
тами их разрушения являются вермикулит, минералы группы монтмо
риллонита опал, гидроокислы железа рутил и лейкоксен
Хлориты
По химическому составу представляют собой нещелочные водные
алюмосиликаты 4g и Fe, имеющие листовое строение
Состав большинства хлоритов, и в том числе наиболее распростра
ненных, встречающихся в качестве кластического материала в обломоч
нь х осадках и россыпях, удовлетворительно описывается из предполо
жения об изоморфной смесимости двух компонентов — антигорита
283
Mg6(Si4O10) (0H)8 и амезита Mg4AF { Al2Si2O10 (0Н)8, что подтверж-
дается существованием магнезиальной разновидности хлоритов, близ-
кой по составу к серпентину *.
Общая формула магнезиальных и глиноземистых хлоритов этого
ряда (ортохлоритов) может быть выражена в виде Mge_„ А1„
{Si 4-лА1 п О10} (ОН)8. Усложнения в состав минералов этого ряда вно-
сятся изоморфными замещениями: Mg+2 на Fe2+ и в меньшем масш-
табе— А1+3 на Fe+3.
Наиболее распространенными являются промежуточные члены
этого ряда пеннин (Mg, Fe) 5-5,2 (Al, Fe) 1,0-0,8jSiг-здА! 1,с-е,80ю } (OH)8
и клинохлор (Mg, Fe)4,8-5.0 (Al, Fe)i,2—i,o{ Si25_3,o Al 1.2-1,0} O10 (OH)8.
а также более железистые их разновидности, обозначаемые общим со-
бирательным названием «хлориты». Реже встречаются существенно же-
лезистые хлориты (стриговит, шамозит, тюрингит и др.), заметно отли-
чающиеся по составу от ортохлоритов преобладанием Fe над Mg и ча-
сто Fe+3 над А1. В первом приближении они могут рассматриваться
как железистые аналоги хлоритов главного (магнезиально-глиноземи-
стого) ряда. Еще более редкими являются хромистые аналоги этого
ряда — кеммерерит, кочубеит и др.
Кроме перечисленных выше элементов, в составе хлоритов часто’
устанавливаются Ni, Мп, Си.
Кристаллизуются в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. В обломочных отложениях и россыпях встречаются в виде
листочков, имеющих неправильные угловатые, иногда овальные и ок-
руглые очертания (табл. 91, фиг. 5, 6, 9), а также в виде обломков че-
шуйчатых агрегатов, в которых в срастаниях с хлоритами часто при-
сутствуют актинолит, эпидот, цоизит, серицит, альбит, магнетит и дру-
гие минералы (табл. 91, фиг. 7 и 8).
Цвет зеленый различных оттенков: обычно темный серовато-зеле-
ный, грязно-зеленый, буровато-зеленый, голубовато-зеленый, реже
светло-бурый и белый, иногда розовый (для хромистых разновидно-
стей). Бледные зеленоватые и буровато-желтые тона окраски наиболее
обычны для клинохлора. Распределение окраски часто неравномерное,
пятнистое.
Просвечивают, в отдельных листочках изредка прозрачны; в агре-
гатах обычно непрозрачны. Блеск слабый жирный, на плоскостях спай-
ности более сильный с перламутровым отливом.
Спайность весьма совершенная (слюдоподобная) по{001). Спай-
ные листочки гибкие. Крупные частицы и агрегаты при раздавливании
сплющиваются и расчленяются на отдельные чешуйки.
Тв. около 2—2,5. Уд. вес варьирует от 2,70—2,85 для маложелези-
стых хлоритов до 3,10—3,25 для железистых шамозита и тюрингита.
Большая часть наиболее распространенных в обломочных породах хло-
ритов при разделении концентратов бромоформом выделяется в легкой
фракции.
В связи со сложностью и непостоянством химического состава оп-
тические свойства хлоритов весьма изменчивы. Двуосные отрицатель-
ные, иногда положительные с 2V = 0—5°. Острая биссектриса почти
перпендикулярна {001 }.
Маложелезистые хлориты под микроскопом в иммерсионном пре-
парате бледно окрашены в зеленоватые, желтовато-зеленые и синевато-
зеленые тона или бесцветны. Полихроизм в ясно окрашенных разно-
видностях заметный. Для оптически отрицательных хлоритов абсорб-
1 Удовлетворительной классификации хлоритов по их химическому составу и
кристаллохимическим особенностям пока еще не создано Наиболее приемлемой
остается старая классификация Г. Чермака, несколько видоизмененная впоследствии
В. Искюль
284
ция от бесцветного или бледно-желтого по Np до светло-зеленого, го-
лубовато-зеленого или буровато-зеленого по Ng; для оптически поло-
жительных разновидностей схема абсорбции обратная: N g<_Nm — Np.
Пеннины обычно оптически отрицательны, изредка положительны,
в связи с чем характер удлинения бывает положительным (обычно) и
отрицательным (редко). Угасание относительно трещинок спайности
(заметное лишь в чешуйчатых агрегатах) прямое. Показатели прелом-
ления пеннинов находятся в пределах: Nm и Ng= 1,560—1,580; Np~
~ 1,558—1,576; двупреломление низкое 0,002—0,004, иногда снижается
до нуля. Характерны аномальные цвета интерференции — тусклые си-
ние, лиловые, фиолетовые, красновато-бурые и др.
Клинохлоры чаще всего оптически положительны с отрицательным
удлинением относительно трещинок спайности и нередко с косым уга-
санием (0—8°). Часто отмечаются полисинтетические двойники по
{001 . Ng и Nm для наиболее распространенных маложелезистых кли-
нохлоров находятся в пределах 1,570—1,590; Np= 1,565—1,580; Ng —
JVp = 0,004—0,010. Интерференционная окраска аномальная серовато-
желтая, грязно-желтая, зеленовато-серая и др.
Магнезиально-железистые хлориты оптически отрицательны, по
•сравнению с магнезиальными хлоритами имеют более интенсивную зе-
леноватую и буроватую окраску, отчетливый полихроизм, более высо-
кие показатели преломления (до 1,620—1,635 по Ng и Nm) и несколько
более значительное двупреломление (0,005—0,012).
Светопреломление существенно железистых хлоритов (шамозита,
тюрингита) может повышаться до 1,660—1,675 по Nm, а величина дву-
преломления достигать 0,012—0,015.
В ультрафиолетовом свете и в катодных лучах хлориты не люми-
/Несцируют. В НС1 полностью разлагаются только железистые разно-
видности. П. п. тр. магнезиальные хлориты расщепляются по краям ли-
сточков, иногда вспучиваются, белеют и оплавляются. Железистые хло-
риты сплавляются в черное магнитное стекло.
Наибольшая масса существенно магнезиальных и магнезиально-
железистых хлоритов приурочена к метаморфическим породам начали
ных стадий метаморфизма: филлитам, хлоритовым, тальково-хлорито
вым и различным «зеленым» сланцам.
Широко распространены эти минералы в гидротермально изменен-
ных изверженных породах — габбро, габбро-диабазах, диабазах, дио-
ритах и гранодиоритах, где возникают за счет изменения моноклинных
пироксенов, амфиболов, биотита, частью плагиоклаза и других мине-
ралов.
Повсеместно присутствуют в серпентинитах, где нередко являются
важными породообразующими минералами, а также в связанных с сер-
пентинитами карбонатно-тальковых породах.
В значительных массах встречаются в контактово-метасоматиче-
ских породах, в кварцевых и карбонатно-кварцевых жилах (альпий-
ского типа), в зонах околорудного изменения вмещающих пород в свя-
зи с сульфидными гидротермальными месторождениями.
Распространены также в коре выветривания различных ультраос-
новных и основных пород, причем нередко в этих случаях характери-
зуются повышенным содержанием Ni.
Железистые хлориты наиболее распространены в осадочных поро-
дах (прибрежно-морских, озерных, иногда континентальных), где не-
редко образуют отдельные слои и крупные пластовые залежи. Изредка
встречаются в метаморфизованных железорудных месторождениях.
В некоторых случаях агрегаты хлорита имеют форму оолитов, бо-
бовин, неправильных сферолитовых или скрытокристаллических стяже-
ний, содержащих примесь гидроокислов А1, железа, опала, магнетита,
иногда сидерита и других карбонатов. Такие образования характерны
285
для хлоритов осадочного происхождения и поступают в россыпи при
размыве толщ, заключающих осадочные железорудные или бокситовые
месторождения.
Серпентин Mg3(Si2O5) (ОН)4
В качестве примесей наиболее обычны Fe и Ni, изредка устанавли-
ваются А1, Ст, Са и Со.
Серпентин довольно редко наблюдается в тяжелой фракции шли-
хов и концентратов. Это обусловлено низким удельным весом мине-
рала, вследствие чего серпентин попадает в тяжелую фракцию только
в тех случаях, когда находится в срастаниях с другими силикатами или
содержит включения тяжелых зерен магнетита, хромшпинелида и др.
Сингония достоверно не установлена, вероятно, моноклинная.
В россыпях встречается в виде угловатых, окатанных или неправиль-
ных частиц, имеющих тонкочешуйчатое, листоватое, скрытокристалличе-
ское или аморфное гелеобразное сложение (табл. 92, фиг. 1 и 2). Часто
содержит вростки хромшпинелидов, примесь тонких зерен и скоплений
магнетита, иногда реликтовые зерна пироксенов, оливина, хлорит,
тальк, карбонат, брусит. Изредка встречается в частицах параллельно-
волокнистого сложения (хризотил).
Цвет непостоянный: зеленый различных оттенков, грязно-зеленый,
зеленовато-желтый, белый, буроватый и наконец черный (от примеси
пылевидных скоплений магнетита, а иногда и графита).
Непрозрачен или слабо просвечивает в краях обломочных частиц
Блеск жирный с шелковистым отливом на поверхностях раскола, у
плотных гелевидных масс восковой.
Спайность слюдоподобная, заметная только в листоватых и чешуй-
чатых агрегатах. Излом плотных частиц неровный, остроугольный или
раковинчатый. Тв. 2—3,5. Хрупок, раздавливается легко. Уд. вес 2,6--
2,7 (до 2,9 для агрегатов с включениями рудных минералов).
Под микроскопом бесцветен или неравномерно окрашен в бледные
зеленоватые и желтоватые, иногда синеватые тона. Обычно оптически и
структурно неоднороден: в пределах одного агрегата иногда выде-
ляются участки чешуйчатого, пленочного, волокнистого или аморфного
серпентина, ясно двупреломляющего, слабо поляризующего или изо-
тропного, несколько различающиеся также по окраске и светопрелом-
лению минерала.
Двуосный отрицательный, редко положительный с изменчивым
(обычно небольшим) углом оптических осей. Удлинение относительно
спайности или волокон положительное. Показатели преломления варьи-
руют в широких пределах: Nm = 1,505—1,570 (обычно 1,550—1,560);
Ng — Np — 0,000 — 0,015 (обычно 0,004—0,006). У очень слабо двупре-
ломляющих разновидностей иногда наблюдаются тусклые лиловатые и
буроватые аномальные цвета интерференции. Полихроизм незаметен
или слабый.
Не люминесцирует. В кислотах разлагается. П. п. тр. обычно не
плавится; железистая разновидность оплавляется по краям.
Наиболее сходен с хлоритами, от которых иногда очень трудно от-
личим даже с помощью иммерсионного метода. Зеленые никелистые
серпентины (ревдинскиты) сходны с гарниеритом.
Широко распространен как продукт гидротермального изменения
ультраосновных и основных пород — дунитов, перидотитов, габбро и
норитов, где развивается главным образом за счет оливина и ромби-
ческих пироксенов, реже за счет моноклинных пироксенов и амфибо-
лов. Нередко целые массивы дунитов и перидотитов оказываются пре-
вращенными в почти мономинеральные горные породы — серпентиниты.
Здесь серпентин сопровождается остаточным хромшпинелидом, карбо-
286
натами, хлоритом, бруситом, магнетитом, тальком, иногда гроссуляром,
везувианом, хромдиопсидом.
Изредка как вторичный минерал встречается в актинолито-хлори-
говых, хлоритовых и других «зеленых» сланцах, в измененных доломи-
тах', скарнах, некоторых роговиках.
В обстановке переноса обломочного материала неустойчив, быстро
истирается и разрушается, в связи с чем встречается почти исключи-
?ельно в современных россыпях, располагающихся в непосредственной
близости или неподалеку от массивов серпентинизированных гиперба-
зитов. В древних отложениях, затронутых процессами выветривания,
не сохраняется; наиболее обычными продуктами разрушения серпенти-
на являются здесь нонтронит, карбонаты, гидроокислы железа и опал
Гарниерит (Ni, Mg)6 (Si4Oio) (ОН) 8 • 4Н2О
В переменных количествах обычно присутствует А1, реже Fe.
Редкий минерал, встречающийся в россыпях в ассоциации с сер-
пентином, хромшпинелидом, магнетитом, лимонитом и некоторыми дру-
гими минералами в районах распространения ультраосновных извер-
женных пород и серпентинов, обычно в непосредственной близости
от массивов последних.
В кристаллах неизвестен. Наблюдается в виде частиц плотного
скрытокристаллического или землистого сложения, угловатых, реже
окатанных (табл. 92, фиг. 3).
Цвет травяно-зеленый, голубовато-зеленый, желтовато-зеленый, в
порошке — бледно-зеленый. Блеск слабый жирный, часто матовый.
Тв. 2—3. Очень хрупок, раздавливается легко. Излом неровный, осколь-
чатый или раковинчатый. Уд. вес непостоянный 2,5—2,85.
В иммерсионном препарате обычно прозрачен, изотропен или агре-
гатно поляризует; иногда волокнистый и чешуйчатый с положительным
удлинением. Средний показатель преломления находится в пределах
1.570- 1,610, больше для анизотропных разновидностей.
Не люминесцирует. В НС1 при нагревании разлагается полностью.
Прибавление диметилглиоксима к солянокислому раствору минерала
вызывает появление интенсивной малиново-красной окраски.
П. п. тр. чернеет, но не плавится. Слабоматнитен и часто проходит
в немагнитную фракцию шлихов.
По окраске и форме обломочных частиц сходен с ревдинскитом
(отличается более высоким светопреломлением), хризоколлой, малахи-
том (от обоих отличается отрицательной реакцией на Си и оптическими
свойствами), в некоторых случаях — с глауконитом. Последний в отли-
чие от гарниерита ясно анизотропен, обладает слюдоподобной спайно-
стью, высоким двупреломлением, ясным полихроизмом и более высо-
кими показателями преломления.
Специфический минерал коры выветривания дунитов, перидотитов,
серпентинитов и других Ni-содержащих ультраосновных горных пород.
В процессах переноса нестоек и быстро исчезает из россыпей даже на
небольшом удалении от материнских пород.
Хлоритоид (Fe, Мп)2А12 {Al2Si2O10) (ОН)4
В переменных количествах обычно присутствует Mg и Са.
Обычный минерал россыпей, формирующихся в районах распрост-
ранения филлитов, серицитово-кварцевых и глинистых сланцев и дру-
гих пород, отвечающих ранним стадиям регионального метаморфиз-
ма. В россыпях сопровождается рутилом, лейкоксеном, эпидотом, акти-
нолитом, цоизитом, ильменитом, магнетитом, пиритом, часто турмали
ном, апатитом, шпинелью и некоторыми другими минералами.
287
Кристаллизуется в моноклинной сингонии, в призматическом виде
симметрии. Кристаллы в россыпях наблюдаются довольно часто, но
обычно плохо образованы. Чаще всего они имеют форму неправильных,
иногда шестиугольных табличек с неровными ступенчатыми, исштри-
хованными или изъеденными боковыми гранями (табл. 92, фиг. 4);
реже наблюдаются дощатые и уплощенные призматические формы,
обычно не имеющие кристаллографически правильных окончаний
(фиг. 5).
Обычно встречается в виде обломков кристаллов и в неправиль-
ных уплощенных или удлиненных зернах (табл. 92, фиг. 6—8). Часто
содержит включения кварца, серицита, хлорита, гематита, магнетита,
углистого материала и др.
Цвет черновато-зеленый, зелено-черный, темный голубовато-се
рый, грязно-зеленый, иногда буро-желтый, обычно зональное распре-
деление окраски. В порошке бледно-зеленоватый, часто бесцветен. Про-
свечивает в краях зерен, иногда прозрачен.
Блеск стеклянный, на базальных гранях кристаллов и на плоско-
стях спайности сильный (до металловидного — для черных непрозрач-
ных разновидностей).
Тв. 5—6. Хрупок (в отличие от слюд и хлорита). Раздавливается
средне. Спайность совершенная по {001}, излом плоскоступенчатый, в
других направлениях неровный или зубчатый. Уд. вес 3,20—3,55.
Под микроскопом в иммерсионном препарате в тонких зернах про-
зрачен и ясно окрашен в голубовато-зеленые, голубовато-серые или
желтые тона. Часто обнаруживает полисинтетическое двойникование
по { 001 }.
Двуосный положительный с малым или средним углом оптических
осей. 2Р=/ + /30—68°. Плоскость оптических осей {010}. Острая бис-
сектриса Ng делает угол 2—15° (иногда до 30°) с перпендикуляром к
базальной спайности.
Характерны резкая дисперсия угла оптических осей r>v, наклон-
ная дисперсия биссектрис и отчетливый полихроизм с схемой абсорбции
Np>Nm>Ng : Ng — буровато-желтый, бледно-желтый, бесцветный;
Nm — грязно-зеленый, лилово-серый голубовато-зеленый, светлый
оливково-зеленый; Np — синевато-фиолетовый, оливково-бурый, темно-
зеленый, голубовато-зеленый.
Для наиболее часто встречающихся разновидностей хлоритоида
Ng = 1,726—1,738, Nm= 1,722—1,730, Np = 1,720—1,727, Ng—Np=-
= 0,006—0,011. Са-содержащие разновидности характеризуются мень-
шим светопреломлением, понижающимся по Nm до 1,680—1,660.
Не люминесцирует. В НС1 нерастворим, но при кипячении разла-
гается H2SO4. П. п. тр. расщепляется в краях пластинок, иногда оплав-
ляется. Перл буры окрашен либо в буровато-зеленый (железистая раз-
новидность— собственно хлоритоид), либо в грязно-фиолетовый (мар-
ганцовистая разновидность — оттрелит) цвет.
В пластинчатых зернах может быть принят за хлорит, в осколках ч
призматически развитых кристаллах за роговую обманку. От обоих ми-
нералов отличается по оптическим свойствам и прежде всего по дву-
осной оптически положительной (с характерной резкой дисперсией оп-
тических осей) коноскопической фигуре, хорошо наблюдаемой даже в
относительно толстых и полупрозрачных табличках.
Хлоритоид типичен в основном для метаморфических пород и обра-
зуется преимущественно в процессе изменения богатых глиноземом гли-
нистых осадков. Он встречается в некоторых филлитах, серицитовых
серицито-кварцевых, хлорито-серицито-кварцевых и углисто-глинистых
сланцах, изредка в слюдистых кварцитах, цоизитовых, альбито-эпидото-
хлоритовых и других сланцах. В некоторых случаях совместно с маг-
нетитом, корундом, шпинелью, диаспором и другими богатыми А1 и Fe
288
минералами образуется реакционно-метасоматическим путем на кон-
тактах полевошпатовых изверженных пород (обычно гранитных пегма-
титов) с бедными кремнеземом серпентинитами или карбонатными
породами.
В обстановке формирования обломочного материала довольно ус-
тойчив, нередко встречается в существенно кварцевых обломочных
осадках и частично сохраняется в древних отложениях, измененных
процессами выветривания.
Аксинит Ca2(Mg, Ге) {AI2BS14O13OH} О2
Химический состав непостоянен, содержание Мп и Fe варьирует в
широких пределах. В качестве примесей иногда устанавливаются Mg,
Fe+3 и Na.
Редкий минерал россыпей, чаще всего встречающийся в районах
развития гранитных интрузий и связанных с ними контактово метасо
матических и жильных гидротермальных месторождений. В россыпях
сопровождается турмалином, рутилом, анатазом, гематитом, магнети
том, флюоритом, эпидотом, иногда гранатами гроссуляр-андрадитового
ряда диопсидом, актинолитом и некоторыми другими минералами
Кристаллизуется в триклинной сингонии, в пинакоидальном виде
симметрии Кристаллы обычно имеют уплощенную клиновидную фор-
му и иногда очень богаты гранями, часто несущими резкую параллель-
ную штриховку В россыпях наблюдается чаще всего в виде остроуголь
ных или слабоокатанных неправильных зерен (табл 93, фиг. 1 и 2), в
виде обломков уплощенных кристаллов и частиц плотного зернистого
или скорлуповато-пластинчатого сложения.
Цвет непостоянный красновато-бурый, фиолетово-красный, свет-
лый синевато-лиловатый, розовый, бледный, коричневато желтый, иногда
бесцветен. Обычно прозрачен, в частицах агрегатного сложения
иногда лишь просвечивает в краях. Блеск в изломе стеклянный, до алма-
зовидного на гранях кристаллов
Спайность ясная в одном направлении, неотчетливая в двух других.
Излом неровный, до раковинчатого Тв. 6,5—7 Хрупок, раздавливается
с трудом. Уд. вес 3,25—3,35.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачен, бесцветен
или бледно окрашен в розовые и голубовато-лиловые цвета. Двуосный
отрицательный с 2Г=/—/70—85°. Дисперсия r>v сильная, заметная
дисперсия биссектрис, иногда приводящая к неполному угасанию зерен
Показатели преломления варьируют в относительно узких преде-
лах Ng = 1,680—1,695 (обычно 1,682—1,690), Ат=1,675—1,690 (1,676—
1,685), Np= 1,668—1,685 (1,670—1,679), Ng—Np = 0,007—0,013 Ясно
окрашенные аксинигы иногда потихроируют в желтоватых, зеленова-
тых и сине-фиолетовых тонах со схемой абсорбции Nm>Np~>N g.
Пе люминесцирует В кислотах не разлагается. П. п. тр. вспучи-
вается и легко сплавляется в зеленоватое, чернеющее в окислительном
пламени стекло Прокаленный порошок минерала, смешанный с CaF2
и смоченный ПС1, окрашивает пламя в зеленый цвет С содой дает зе-
леный перл, с бурой бледно фиолетовый (от Мп)
Слабомагнитен, не содержащие железа разновидности аксинита
иногда выделяются в немагнитной фракции шлихов
В обломках бурых кристаллов может быть принят за сфен, в не
правильных зернах розовой окраски — за андалузит, шпинель, корунд,
розовый турмалин, синие разновидности аксинита — за шпинель, ко-
рунд и анатаз От трех последних минералов и сфена легко отличается
значительно более низким светопреломлением1, от турмалина — слабым
1 Наиболее просто в иммерсионной жидкости с л=1 678, в которой все назван-
ные минералы имеют резкий положительны!! опгическии ретьеф
19 А А Кухаренко 900
(вупреломлением, от андалузита — косым угасанием относительно
спайных ограничений зерен, заметно более высокими показателями пре-
ломления и плавкостью.
Аксинит является сравнительно низкотемпературным гидротер-
мальным минералом. Встречается в неко~ рых скарнах, выделяется по
трещинам в измененных гранитах, гранодиоритах, иногда в габбро на
контактах последнего с кислыми интрузиями. Обычен в хрусталеносных
кварцевых жилах, залегающих в метаморфических породах; изредка
присутствует в жильных сульфидных месторождениях.
Группа турмалина (Na, Са, Li)i_3(Mg, Fe) ,_0(А1, Fe)i_4-
{ (BsAlsSigOa?) (OH)3j
Минералы этой группы в химическом отношении представляют со-
бой алюмо-боросиликаты переменного состава, принадлежащие не-
скольким изоморфным рядом. Наиболее распространенным является
ряд магнезиально-железистых тчцмалинов, конечные члены которого -
шерл NaFe4Al2{ (B3Al3Si6O27) (ОН)3} и дравит NaMg4Al2 {(Ba3Al3S6O27)
(ОН)3 —связаны между собой непрерывными переходами.
Второй ряд образуют турмалины существенно кальциевого состава,
приближающиеся к увиту Са Mg5Al{ (B3Al3Si6O27) (ОН)3} . Этот компо-
нент, связанный с магнезиально-железистым рядом гетеровалентными
замещениями типа NaAl-<-->CaMg, обнаруживает весьма ограниченную
смесимость с Fe — Mg турмалинами; в природе существенно кальциевые
турмалины встречаются редко.
При гетеровалеитном замещении типа 2Fe" L1A1 возникает
третий ряд — литиевых турмалинов или эльбаитов, приближающихся в
пределе к формуле Na Li2Al4{ (B3Al3Si6O27) (ОН)3} . Имеются все пере-
ходы от литиевого турмалина к железистому (магнезиально-железисто-
му), хотя существенно литиевые разновидности турмалинов в земной
коре распространены сравнительно мало и встречаются лишь в специ-
фических геологических обстановках.
Кроме учитываемых формулами элементов, в составе турмалинов
«асто присутствуют Мп. К, Fe", Cr. Ti, Rb, Cs, Be, F и др.
Турмалины широко распространены в обломочных породах различ-
ного геологического возраста и в россыпях, причем иногда составляют
существенную часть тяжелой фракции концентратов и шлихов.
Наиболее распространены в россыпях шерлы, дравиты и промежу-
точные по составу магнезиально-железистые турмалины. Заметно реже
встречаются литиевые (полихромные) турмалины и очень редко увиты.
Кристаллизуются в тригональной сингонии, в дитригонально-пира-
мидальном виде симметрии. Кристаллы имеют столбчатый, призмати-
ческий до шестоватого или игольчатого облик. Наиболее развитыми
обычно являются грани{0110} и { 1120} , в комбинации с которыми ча-
сто присутствуют призмы более сложных индексов.
В случае доминирующего развития граней { 1120} кристаллы тур-
малина в поперечном разрезе приобретают шестиугольные очертания
(табл. 94, фиг. 1), при преобладании тригональной призмы {0110}
имеют треугольные сечения (фиг. 2). Грани призматической зоны обыч-
но штрихованы вдоль удлинения кристаллов и при вицинальном разви-
тии часто сливаются в ступенчато-выпуклые, грубоштрихованные по-
верхности. Вследствие этого кристаллы турмалина нередко приобре-
тают в поперечном сечении очертания сферического треугольника
(табл. 93, фиг. 3).
Конечные грани на кристаллах развиваются сравнительно редко, и
большинство последних имеет неровные, занозистые, корродированные
или неправильные ступенчатые окончания. Изредка они ограничены
290
i ранями тригональных пирамид {1011}, {0221} и др. (табл. 94, фиг. 2),
причем, вследствие отсутствия в турмалинах поперечной плоскости сим
метрии, на обеих головках кристаллов развиваются пирамиды разных
индексов.
Обычно турмалин в россыпях встречается в виде обломков призма-
тческих кристаллов, неправильных остроугольных, угловато окатан-
ных, а нередко и хорошо окатанных зерен (табл. 93, фиг. 3—8; табл. 94,
фиг. 3—8). Последние часто имеют правильную эллипсоидальную, ре-
же совершенно круглую форму и характерную блестящую, как бы шли-
фованную поверхность. Такие зерна, иногда в изобилии встречающиеся
в некоторых современных россыпях, обычно сопровождаются окатанны-
ми же зернами циркона, рутила, ильменита и других абразивно стойких
минералов и происходят из обломочных пород.
Цвет турмалинов варьирует в зависимости от их состава. Шерлы
обладают темной коричневой, коричнево-бурой, бурой, иногда черно-
бурой окраской (табл. 93, фиг. 3—8). Для дравитов наиболее харак-
терны светло-коричневые, коричневато-серые, коричневато-желтые,
иногда зеленовато-бурые цвета (табл. 94, фиг. 1—3). Существенно
кальциевые турмалины чаще всего буровато-желгые, бледно-бурые,
иногда бесцветные.
Наибольшее разнообразие окраски обнаруживают эльбаиты: здесь
встречаются красные, розовые (рубеллиты, табл. 94, фиг. 6, 7), зеленые,
травяно-зеленые, светло-коричневые, голубоватые, синие (индиголиты,
габл. 94, фиг. 4, 5) и другие разновидности. Часто наблюдаются поли-
хромные эльбаиты, неодинаково окрашенные в разных частях одного и
того же кристалла (например, в бурый, розовый и зеленый цвет).
Распределение окраски обычно зональное, следующее пирамидам
роста кристалла (в поперечном разрезе), либо полярное с резким из-
менением густоты или цвета окраски на разных концах одного и того
же кристалла. Подобная полярность окраски особенно характерна для
щелочных турмалинов, но нередко встречается и у дравитов. Наблюда-
лось также полосчатое в продольном сечении, а также незакономерное
пятнистое распределение окраски. В порошке турмалин бесцветен.
В большинстве случаев зерна турмалина, встречающиеся в россы-
пях, прозрачны или ясно просвечивают, но некоторые темноокрашенные
шерлы иногда кажутся непрозрачными. В этих случаях, вследствие
поляризации света, отражающегося от предметного стекла бинокуляр-
ного микроскопа, обычно можно наблюдать дихроизм турмалина, явля-
ющийся его важным диагностическим признаком: зерна турмалина
(кажущиеся при одном положении черными и совершенно непрозрач-
ными) при повороте иглой на 90° резко просветляются и становятся
прозрачными. В той или иной степени это свойство характерно для всех
магнезиально-железистых турмалинов.
Блеск стеклянный. Спайность не выражена, но иногда проявляется
отдельность, поперечная к удлинению кристаллов. Излом типичный ра-
ковинчатый. Тв. 7—7,5. Хрупки, раздавливаются с большим трудом.
Уд. вес варьирует от 2,95—3,10 для дравитов, кальциевых турмалинов
и эльбаитов до 3,20—3,25 для железистых разновидностей.
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачны и обычно
окрашены в буроватые, желтые, дымчато-бурые или зеленоватые, голу-
бовато-фиолетовые, реже розовые тона. Одноосные отрицательные,
иногда (в зональных кристаллах) двуосные с 2V до /—/5—10°. Ясно
окрашенные разновидности резко полихроируют по схеме No>Ne иног-
да до полной абсорбции по No.
Показатели преломления и сила двупреломления турмалинов варь-
ируют в широких пределах в зависимости от состава минерала, но в
основном определяются содержанием FeO. В ряду магнезиально-желе-
зистых турмалинов увеличение содержания железистого компонента нгз
!9* 291
каждые 10 молекулярных процентов повышает .-Vo турмалина на 0,0062;
Ne на 0,0045 и No — Ne на 0,0040. Примесь увитового компонента
увеличивает светопреломление существенно магнезиальных турмали-
нов по No на 0,0005 и по Ne на 0,0008 на каждые 10% кальциевого
компонента и соответственно снижает двупреломление турмалина (на
0,0003). Примесь эльбаитового компонента нечувствительно отра-
жается на светопреломлении существенно магнезиальных турмалинов.
Оптические свойства главнейших встречающихся в россыпях раз-
новидностей турмалинов таковы.
Шерлы: No= 1,665—1,690 (наиболее часто 1,672—1,682) —темно-
бурый, черный; /Уе= 1,630—1,652 (1,635—1.645) —светло-бурый, зеле-
новато-бурый, светло-коричневый. No—Ne = 0,035—0,038 (0,035—
0,037).
Магнезиально-железистые турмалины: No= 1,655—1,665 бу-
рый, зеленовато-бурый, коричневый; Ne= 1,628—1,636 — светло-корич-
невый, желтовато-бурый, желтый. No — А% = 0,026—0,029.
Дравиты: No= 1,630—1,650 (наиболее обычно 1,633—1,645) —
бледно-бурый, светло-коричневый, бледно-желтый; Ne= 1,607—1,626
(1,610—1,618) —бесцветен; No — АД = 0,023—0,025.
Увиты: 7/о= 1,641—1,653 — бурый, светло-бурый, коричневый; Ne =
= 1,621—1,627—желтый, кремово-желтый, бесцветный; No — Ne =
= 0,020—0,026.
Эльбаиты: No = 1,633—1,650 — бледный розовый, зеленоватый, го-
лубой; Ne= 1,613—1.628 — бесцветный; No — А%=0,020—0,022.
Индиюлиты (относящиеся к железистым членам ряда шерл — эль-
баит); 7/0=1,655—1,660 — индигово-синий, фиолетовый, сине-фиолето-
вый, зеленовато-голубой; Ne= 1,628—1,630 — бледно-лиловый, красно-
вато-розовый, розовый. No — А% = 0,027—0,030.
Не люминесцируют. В кислотах не растворяются; п. п. тр. с трудом
оплавляются по краям зерен (шерлы и магнезиально-железистые тур-
малины). Сплавленные с KHSO4 с примесью CaF2 при вторичном про-
каливании п. п. тр. окрашивают пламя в бледно-зеленый цвет.
Большинство месторождений турмалина генетически связано с кис-
лыми изверженными 'породами. Турмалины широко распространены во
многих гранитах и гранодиоритах, где образуются в последние стадии
остывания интрузий (магнезиально-железистые разновидности).
Характерны для различных типов гранитных пегматитов, особенно
для боро-фтористого (шерлы, магнезиально-железистые турмалины,
индиголиты) и натрово-литпевого (эльбаиты, полихромные турмалины).
Встречаются в месторождениях пневматолито-гидротермальных, шток-
верковых и жильного типа, в полевошпатово-кварцевых, турмалиново-
кварцевых жилах совместно с касситеритом, вольфрамитом, бериллом,
топазом и другими минералами (шерлы, эльбаиты); в грейзенах (эль-
баиты), в высокотемпературных гидротермальных сульфидно-кварце-
вых жилах и в зонах околожильного изменения вмещающих пород.
В меньших количествах турмалины встречаются в контактово-
метаморфических породах, связанных с кислыми гранитами, в скарнах
(увиты), роговиках, измененных основных породах (шерлы, дравиты).
Широко распространены турмалины, преимущественно магнезиально-
железистые их разновидности и дравиты, в метаморфических поро-
дах— филлитах, серицито-кварцевых и кристаллических сланцах, мно-
гих гнейсах и других, где образуются в процессах регионального мета-
морфизма глинистых и других осадочных пород. Для турмалинов из
месторождений этого типа характерны отсутствие или редкость пра-
вильных кристаллографических форм, занозистые или зубчатые окон-
чания призматических зерен, обилие, включений, светлая дымчато-бу-
рая, реже зеленовато-бурая окраска, пятнистая зональность с более
темной внутренней частью зерен.
292
В некоторых случаях магнсзиально-железисгые турмалины прису!
ствуют в качестве аутигенных минералов и в осадочных породах —
песчаниках, алевролитах, глинистых сланцах и др
Турмалины относятся к числу весьма стойких в условиях вывет
ривания и переноса минералов, выдерживающих длительную транспор
тировку и многократное переотложение. Часто концентрируются в наи
более упрощенных процессами отбора существенно кварцевых осадках
и сопровождаются здесь цирконом, рутилом, лейкоксеном, брукитом
шпинелидами, ильменитом, гематитом, корундом и другими весьма ус
тойчивыми минералами Эта ассоциация, подбирающаяся по признак',
абразивной прочности и химической устойчивости обломочных компо
центов, часто не соотвегсгвует парагенегической ассоциации турмал
на в тех или иных типах коренных его месторождений
Сфен CaTi[SiO4]O
J б d
Рис 64 Типы кристаллов сфена
а — конвергообразный (Украина), б — призматический
(Кольский полуостров); в — таблитчатый (Урал), г — ром
бозидный (Урал)
Обычный минерал россыпей, особенно часто встречающийся в рай-
онах распространения щелочных магматических пород, а также интру-
зий умеренно кислых гранитоидов и сиенитов.
Химический состав сложный. Кроме указанных в формчле элемен
тов часто присутствуют Fe, Al, Mg, Мп, Y, TR, Nb, Ta. Sn, Zr, Be, Na,
K, Th, U и ряд других;
содержание А12СК и F2O3
в некоторых сфенах до-
стигает 6% каждого,
TR2O3 (включая Y) 10%,
(Nb, Та)2О„—1,5%
Кристаллизуется в
моноклинной сингонии, в
призматическом виде
симметрии.
Кристаллы имеют
различный облик и часто
очень богаты гранями
Выделяются следующие
четыре морфогенетиче-
ских типа кристал-
лов.
1. Уплощенные кристаллы, несколько вытянутые вдоль ребра
(111) : (111). Образованы сильно развитыми гранями основной призмы
{111 }и подчиненными им гранями {001 } и { 100} , в комбинации с ко
торыми часто присутствуют грани {110}. Комбинация главных форм
образует характерные для сфена плоские «конвертообразные» или «кли
невидные» многогранники, имеющие в поперечном сечении форму ром
бов с углами 43 и 137° (рис. 64а; табл. 95, фиг. 1 и 2). Кристаллы этого
типа наиболее обычны для сфена кислых и средних изверженных ио
род — гранитов, гранодиоритов, сиенитов и их пегматитов. Грани кри
сталлов часто несут резкую штриховку и ступенчатые наросты, ребра
их нередко корродированы и округлены Цвет темно-коричневый, бу-
рый, желто-коричневым.
2. Призматические до игольчатых кристаллы с острыми копьевид-
ными окончаниями Образованы преобладающе развитыми гранями
призмы {100} и несколько подчиненными им гранями {111 } (рис. 646,
табл. 95, фиг. 3). Иногда в виде узких притуплений присутствуют I ра
ни {100}. Цвет бурый, красновато-бурый, коричневый, золотисто-жел
тыи Характерны для сфена из нефелиновых сиенитов, их негматитов,
а также дтя сфена из жильных карбонатных порот (карбонатитов) ге
нетически связанных с массивами пироксепитов, ийолптов и других
нефелиновых пород.
3. Плоские таблитчатые кристаллы, имеющие квадратные или не-
сколько удлиненные очертания. Образованы комбинацией сильно раз-
витых граней {102}, {111} и {100} , в сочетании с которыми присутст-
вуют {001} изредка fl 10}. {221 } и ряд других форм (рис. 64 в; табл. 95,
фиг. 4). Грани кристаллов штрихованные, нередко с пластинчатыми
наростами; обычны двойники срастания и прорастания по {100} и
{ '01 }. Цвет желтый, зеленовато-желтый, розоватый, белый.
Наиболее часто встречается в жилах альпийского типа, залегаю
ших среди кристаллических сланцев и измененных основных пород
4. Ромбовидные кристаллы, обычно плохо образованные, с грубо
шероховатыми, матовыми, искривленными гранями, изредка с глад
ними или скульптированными плоскими поверхностями ограничения.
Кристаллографически наиболее просты, представляя комбинацию оди
каково развитых граней {111} и (110) (рис. 64 г; табл 95, фиг. 5, 6).
Цвет молочно-белый, серовато-желтый, зеленоватый, грязно-серый
до черного (от обильных включений).
Наиболее распространены в метаморфизованных основных поре
дах — амфиболитах, эпидото-хлоритовых сланцах, реже наблюдаются
в пустотах среди измененных пироксенитов.
Наряду с указанными главными разновидностями встречаются
(особенно в жилах альпийского типа) морфологически более сложные
кристаллы сфена, образованные комбинацией большого числа форм,
часто присутствующих в подчиненном или вицинальном развитии.
В россыпях сфен наблюдается в виде кристаллов, их обломков,
хгловатых неправильных зерен (табл. 95, фиг. 6, 8; табл. 96, фиг. 1, 2),
а также в форме хорошо окатанных дискоидальиых или округлых зерен,
имеющих гладкую и блестящую поверхность (табл. 96, фиг. 3). Встре-
чается также в виде тонкозернистых плотных, землистых или эмале-
видных частиц, иногда заключающих реликты ильменита, перовскита,
1итансмагнети1 а и других титансодержащих минералов.
Цвет различный, в порядке распространенности: темно-коричиевыи,
светло-коричневый, буровато-коричневый, бурый, желтый, медово-жел-
1ЫЙ, зелено-желтый, красно-бурый, грязно-зеленый, кофейно-желтый,
молочно-белый, серый, темно-серый, розовый; в порошке белый. В боль-
шинстве случаев прозрачен или ясно просвечивает; молочно-белые и
серые сфеиы непрозрачны.
Блеск на гранях кристаллов алмазный, в изломе смолистый или
жирный. Спайность ясная по{ 110’}, неотчетливая по [ 111} , иногда на-
блюдается отдельность по{ 221), { 100} и {001}, обусловленная двойни-
кованием. Излом неровный, ямчатый или мелкораковинчатый.
Тв. 5—5,5. Хрупок, раздавливается средне. Уд. вес. 3,30—3,55 (по-
вышается с увеличением содержания Fe и TR).
Под микроскопом в иммерсионном препарате прозрачен, обычно
бесцветен или окрашен в бледные коричневые тона.
Двуосный положительный. 2V=- ( + )23—40°, варьирует в основном
в зависимости от содержания Fe, Al и TR. Дисперсия угла оптических
осей очень сильная г>д, кроме того отмечается сильная наклонная
дисперсия биссектрис. Плоскость оптических осей {010} , Ng в этой
плоскости образует угол с гранью (100) или с трещинами спайности по
{110} около 40—50°.
Большинство зерен, лежащих в иммерсионном препарате на пло-
скости спайности, дает коноскопическую фигуру косого разреза с утлом
с: Ng' относительно спайности около 33°; такие разрезы характери
дуются высокой интерференционной окраской. Кристаллы, лежащие
па грани{111 } , чго наиболее обычно для сфена, также дают косые
разрезы, но с выходом острой биссектрисы. Реже встречаются разрезы
294
по {001 } и (100) показывающие выход острой биссектрисы и одной
(реже двух) из оптических осей и характеризующиеся низком интерфе
ренционной окраской и резкой дисперсией при потасании зерен
Показатели преломления сфена находятся в следующих пределах
Vg=l,97—2,09 (наиболее обычно 2,03—2,09), Nm=-1,88—1,97 (1,92—
1,97), Лф = 1,84—1,95 (1 89—1,94), Ng—Лф = 0,135—0,180 (0,140 0,145)
Величину светопреломления и силу двупреломления снижает приест
сгвие Al, Fe, U и TR
В толстых зернах ясно полихроирует в розовато коричневых буро
ватых и зелено-желтых топах с схемой абсорбции Ng>Nm>Np
Не люминесцирует
В НС1 и H2SO4 при кипячении частично или полностью разлагается
От прибавления Н2О2 сернокислый раствор минерала окрашивается
в оранжево желтый цвет П п тр оп является по краям зерен в гем
ное стекло
Иногда радиоактивен Магнитные свойства' в свет юокрашенных
сфенах выражены слабо, желтые, зеленоватые и бесцветные сфены
часто проходят в неэлекгромагнитную фракцию шлихов
По внешнему виду в осколках кристаллов и в неправильных зернах
бурый и коричневый сфен может быть принят за касситерит монацит
иногда ставролит, андрадит, бадделеит, циркелит, рамзаит, эвколит и
некоторые тантало ниобаты, зеленовато бурый сфен — за гранат, ана
таз, молочно-белый непрозрачный сфен — за шеелит и барит От боль
шинства названных минералов сфен отличается значительное более
сильным (алмазовидным) блеском, от рамзаита и бадделеита --дву
осной положительной фигурой, от бурых гранатов, циркелита фергх
сонига и друтих редких тантало-ниобатов—анизотропностью
Наиболее затруднительно иногда бывает отличить сфен от кормч
нево-бурого полихроиру ющет о касситерита, особенно при совместном
присутствии обоих минералов в концентрате или шлихе Отличительным
признаком сфена в этих случаях является его высокое двупреломление
(В иммерсионном препарате интерференционная окраска белая высших
торядков, или же яркая второго и третьего порядков), а также харак
герная для этого минерала сильная наклонная дисперсия, приводящая
к неполному угасанию зерен
Месторождения сфена весьма многочисленны и генетически разно
образны, В качестве акцессорного минерала он широко распространен
в большинстве (ранитов и диоритов и ассоциирует здесь с монацитом
цирконом, магнетитом, рутилом, роговой обманкой, биотитом и некого
рыми другими минералами
В значительных количествах инотда как породообразующий мине
pa I присутствует в сиенитах, щелочных и нефелиновых сиенитах в
юсоциации с апатитом щеточными пироксенами, магнетитом, ильме
нитом и др
Встречается б петматитах различною состава, преимущественно
сиенитовых, реже в гранитных пегматитах (в редкоземельном их
гипе)
В качестве постмагматического минерала распространен во многих
габбро, габбро диабазах, диабазах и других основных и средних извер
женных породах, где образуется главным образом в процессе изменения
ильменита, и титаномагнетита, реже титансодержащих амфиболов
пироксенов и биотита Встречается в пустотах и по трещинам в щело i
ных пироксенитах, мельтейгитах, ииолитах и особенно широко распро
странен в этих породах как вторичный продукт разрушения перовскита
титаномагнетита, шорломита и других титановых минералов
Известно во многих метаморфических породах — скарнах, «зеле
ных» и хлоритовых сланцах, амфиболитах, гранато-амфиболовых, био
тито-амфиболовых и дохгих кристаллических сланцах В виде хорошо
295
образованных кристаллов и друз встречается в разнообразных по мине
ральному составу жилах альпийского типа, залегающих среди мета
морфических пород (в ассоциации с ильменитом, магнетитом, диопси-
дом, гранатами, перовскитом, рутилом, анатазом, аксинитом, актиноли-
том, эпидотом).
В процессах выветривания, переноса обломочного материала и
формирования кластических осадков и россыпей довольно устойчив и
часто накапливается в кварцевых осадках совместно с цирконом, тур-
малином, рутилом и другими минералами, относящимися к категории
«устойчивых» и «весьма устойчивых».
Лампрофиллит Na2SrFeTi2[Si4]3O
Один из наиболее редких минералов, встречающийся в россыпях
лишь в районах распространения нефелиновых сиенитов.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии. Кристаллы пластинча-
тые по {100} и вытянутые по [001], обычно собранные в субпараллель-
ные и розетковидные агрегаты.
В россыпях наблюдается в виде обломков кристаллов, пластинча-
тых зерен и листочков, внешне похожих на спайные листочки флого
пита (табл. 96, фиг. 4).
Цвет непостоянный: темно-бурый, коричнево-бурый, золотисто-
коричневый, бронзово-желтый; в порошке бледно-желтый. Просвечивает,
в тонких листочках прозрачен. Блеск стеклянный.
Спайность весьма совершенная (слюдоподобная) по {100}, не
отчетливая по {010}. Тв. 2—3. Хрупок; раздавливается легко.
Уд. вес. 3,44—3,53.
Под микроскопом в порошке прозрачен и окрашен в желтый цвет
Двуосный положительный с малым непостоянным углом оптических
осей. 2V=23—50°. Дисперсия угла оптических осей очень сильная
г>щ
Оптическая ориентировка Мр||[010], с ; Ng = 2—8°, ось Nm почти
нормальна плоскости наилучшей спайности. Большинство зерен в им
мерсионном препарате обнаруживают коноскопические разрезы с выхо
дом Nm и характеризуются максимальной интерференционной окрас-
кой. Ng = 1,770--1,780; Nm= 1,747—1,754; Np= 1,735—1,746; Ng—Np =
= 0,032—0,035. Полихроизм отчетливый: Ng — коричнево-желтый, оран-
жево-желтый, буро-желтый; Np и Nm — бледно-желтый, зеленовато-жел
тый. Схема абсорбции Afg>A'm>Wp. Не люминесцирует.
В кислотах растворяется с выделением геля кремнезема.
Сернокислый раствор минерала имеет зеленоватую окраску, меня
ющуюся от прибавления Н2О2 на ярко-желтую.
Перед паяльной трубкой легко сплавляется в серую непрозрачную
массу. Смоченный НС1 окрашивает пламя в малиново-красный цвет
Встречающийся в россыпях лампрофиллит по форме зерен, харак-
теру спайности и окраске сходен с некоторыми магнезиально-желези-
стыми слюдами, но легко отличается от них хрупкостью и оптическими
свойствами. От сходного с ним астрофиллита, также иногда встреча-
ющегося в россыпях, лампрофиллит отличается более высоким свето-
преломлением и схемой абсорбции (для астрофиллита Np>Ng).
В первичных месторождениях лампрофиллит распространен ис-
ключительно в щелочных породах — нефелиновых сиенитах и их пег
матитах, где сопровождается эгирином, арфведсонитом, эвдиалитом,
рамзаитом, апатитом, "сфеном, ильменитом и некоторыми другими ред-
кими минералами. Как редкость встречается также в щелочных пиро-
ксенитах и мельтейгитах в ассоциации с эгирином, диопсидом, тита
номагнетитом и перовскитом.
296
Рамзаит Na2Ti2(SiO3)2O!
В качестве примесей часто устанавливаются Fc и Zr.
Редкий минерал россыпей, встречающийся в районах распростра
нения нефелиновых сиенитов и ийолитов.
Кристаллизуется в ромбической сингонии в дипирамидальном виде
симметрии. Кристаллы уплощенно-призматические, до таблитчатых по
{100 , часто богаты гранями. Главными формами являются ромбиче
>ская призма{210}, пинакоид {100} и дипирамида{ 111 }.
В россыпях наблюдался в виде обломков кристаллов, угловатых
или в различной степени окатанных зерен, обычно сохраняющих перво
начальную удлиненную и уплощенную форму, характерную для кри-
сталлов рамзаита (табл. 96, фиг. 5).
Цвет темно-коричневый, буро-коричневый, бурый, в порошке блед-
ный буровато-жеЛтый. Прозрачен или просвечивает. Блеск алмазовид-
ный, на поверхностях окатанных зерен жирный. Спайность совершен-
ная по { но} (параллельно уплощению зерен) и отчетливая по {210'
Излом плоскоступенчатый, до неровного. Тв. 6. Хрупок, раздавли-
вается средне или легко. Уд. вес. 3,38—3,43.
Под микроскопом окрашен в светлый коричнево-желтый цвет.
Двуосный отрицательный 2У = /—/33—40°, дисперсия r>v сильная.
Плоскость оптических осей {0101, Np_!_{ 100} ; большинство зерен в им
мерсионном препарате дают коноскопические разрезы с выходом ост-
рой биссектрисы.
Afe=2,02—2,03; /Vm=2,01; 7Vp= 1,91 —1,92; Ng — A7p = 0,100—0,110.
Полихроизм слабый, заметный лишь в толстых зернах: Ng—бледно-
желтый; Nm и Np — оранжево-желтый, красновато-желтый; схема аб
сорбции Np > Nm>Ng.
Не люминесцирует. В кислотах, за исключением HF, нерастворим
П. п. тр. легко сплавляется в темно-бурое стекло.
По внешнему виду в окатанных зернах рамзаит бывает сходен с
брукитом и особенно с бадделеитом, от которого иногда может быть
отличим лишь с помощью точных кристаллооптических методов (по
величине показателя преломления и оптической ориентировке). От бру-
кита наиболее просто отличается по наличию спайности и отсутствию
характерных для этого минерала штриховки и коноскопической фигу-
ры, наблюдаемых в уплощенных зернах.
Месторождения рамзаита приурочены к нефелиновым сиенитам п
их пегматитам, где рамзаит ассоциирует с эгирином, лопаритом, арф-
ведсонитом, сфеном,эвдиалитом и другими минералами.
Гельвин (Мп, Fe, Ze) 4[BeSiO4l3S
В зависимости от преобладания того или иного катиона разли
чают гельвин (марганцевый), даналит (железистый) и гентгельвин
(цинковый).
В россыпях очень редок и ввиду своей неустойчивости по отноше-
нию к агентам выветривания встречается лишь в непосредственной
близости от первичных месторождений.
Кристаллизуется в кубической сингонии. Кристаллы редки, имеют
облик гексатетраэдров с гладкими или исштрихованными и ступенча-
тыми гранями. Обычно плохо окристаллизован и выделяется в вид-'
изометрических и округлых форм, обнаруживающих лишь некоторые
признаки огранения.
В россыпях встречается в виде обломков кристаллов, чаще в не
правильных остроугольных зернах (табл 96, фиг. 6, 7).
297
Цвет желто-бурыи, коричнево-бурый, темно-бурый, серо-зеленый
(гельвин), медово-желтый, буровато-красный, малиново-розовый и яр-
ко-розовый (даналит и гентгельвин). Иногда окрашен зонально.
Полупрозрачен или просвечивает. Блеск стеклянный, иногда смо-
листый или жирный. Спайность не проявляется. Тв. 5,5—6. Хрупок,
раздавливается с трудом. Излом раковинчатый или мелкоямчатый
Уд. вес. 3,16—3,66, больший у железистых и цинковых разновидностей.
Под микроскопом прозрачен и окрашен в бледные буровато-жел-
ibie или розовые тона. Изотропен, но иногда (гельвин) аномально дву-
преломляет. А’= 1,744—1.760, увеличивается с возрастанием содержа-
ния Fe. В ультрафиолетовом свете некоторые образцы ярко люминес-
нируют оранжево-красным и желтым.
В кислотах растворяется с выделением H2S и студенистого крем
пезема. Сплавленный с содой дает реакцию на серную печень, цве!
сплава голубовато-зеленый (от Мп). П. п. тр. вспучивается и сплав-
ляется в бурую непрозрачную массу. При кипячении в H2SO4 в при-
сутствии металлического мышьяка зерна марганцевой разновидности
гельвина покрываются желтой или оранжево-желтой пленкой As2S3
В неправильных зернах и осколках кристаллов бурый и зеленова
то-бурый гельвин очень похожи на андрадит и сфен; розовые 'гентгель-
вин и даналит в зернах часто неотличимы от альмандина и розовой
шпинели.
Помимо поведения в НС1 и реакции на S, отличием является вели-
чина светопреломления гельвина: она не превышает 1,760, в то время
как у кальциево-железистого бурого и зелено-бурого граната показа
тель преломления не опускается ниже 1,780 (обычно значительно вы-
ше). Для розовой шпинели N обычно ниже 1,730. Наиболее трудно от-
личить розовые гельвины от сходных с ними по цвету, морфологии зе-
рен и показателю преломления пироп-альмандинов 1 и здесь единственно
возможным методом диагностики иногда являются химические качео
венные реакции и спектральный анализ материала.
Встречается преимущественно в скарнах, приуроченных к контак-
товым ареолам гранитных интрузий, совместно с гранатами, магнети
том, диопсидом, эпидотом, флюоритом, шеелитом, сульфидами и неко
горыми другими минералами. Известен в ряде мест в гранитных пег
матитах, где ассоциирует с касситеритом, флюоритом, бериллом и дру
I ими минералами.
1 При обычном минералогическом исследовании шлихов гельвин часто пропу-
> кается, особенно в случае присутствия гранатов. Целесообразна в связи с этим вы-
борочная проверка тяжелой электромагнитной фракции (и особенно «гранатов») на
содержание Zn, Be методами спектрального анализа.
298
ГЛАВУ I\
МИНЕРАЛЫ МАГНИТНОЙ ФРАКЦИИ
Магнитная фракция шлихов и концешрагов, получаемых при обо
ищении россыпей является наименее разнообразной по минеральному
составу. Кроме обычно преобладающего магнетита, здесь встречается
пирротин, изредка кубанит, частицы окисленного метеорного никели
итого железа, а также отдельные зерна некоторых минералов электро
магнитной фракции, обладающих повышенной магнитной восприимчи
востыо (ильменита, хромита). Обычна также примесь частиц различ
пых горных пород и зерен немагнитных минералов, заключающих вро
стки магнетита.
Ниже кратко описываются лишь три из названных выше минера
лов. пирротин, магнетит и его разновидности и никелнето-железные
метеориты
Пирротин (Fe- , Fe
В качестве примесей, связанных с механическими включениями,
часто присутствуют Си, Ni, Со, иногда Zn, Pt, Pd, Au, As и некоторые
другие элементы.
Редкий минерал россыпей, встречающийся лишь в современных
отложениях, в районах распространения сульфидных месторождении
Кристаллизуется в гексагональной сингонии. В россыпях наблю
дается в виде неправильных угловатых, реже слабоокатанных зерен
(табл. 98, фиг. 1).
Цвет бронзово-желтый, томпаково-бу рыи, для частично окислен
пых разновидностей бурый; в порошке черный. Блеск металличе
екий, тусклый. Спайность неотчетливая по{1010) , иногда наблюдается
отдельность по пинакоиду. Излом неровный, мелкораковинчатый
Тв. 4. Хрупок, раздавливается средне Уд. вес 4,58—4,70.
В KCI и NHOi медленно разлагается с выделением H2S и порош
коватой серы От капли NFLCNS раствор окрашивается в буро-крас
ими цвет. П. п. тр. сплавляется в черный магнитный шарик.
По внешнему виду, особенно в частично окисленных зернах, може,'
быть принят за пирит и кубанит. От первого минерала отличается ясно
выраженными магнитными свойствами и заметно меньшим сопротив
1ением раздавливанию. От кубанита отличается нестойкостью ио oi
ношению к кислотам и обычно отрицательной реакцией на Си.
Широко распространен в жильных гидротермальных сульфидных
месторождениях различных генетических типов, в скарнах, фальбан
дах, некоторых роговиках, где выделяется совместно со сфалеритом,
ипритом, халькопиритом и другими сульфидами. В пирротине из этих
месторождений спектральным анализом часто устанавливается примесь
Си, Zn, Мп, As, иногда Au
299
В виде вкрапленности встречается во многих глубинных и дайко
вых основных изверженных породах, а в некоторых их типах — нори-
тах, ппроксенитах, оливинитах и др. — иногда образует крупные скоп-
ления в ассоциации с халькопиритом, пентландитом, магнетитом и дру-
гими минералами. Для пирротина из подобных месторождений харак-
терна примесь Си, Ni, Со, часто Pt и Pd.
Легко подвергается окислению, покрывается бурыми пленками
гидроокислов железа или целиком превращается в лимонит. В связи
с этим в россыпях сохраняется редко, преимущественно в районах су-
рового и холодного климата, не благоприятствующего развитию про-
цессов выветривания и окисления.
Магнетит FeFe2Ot
Один из наиболее распространенных минералов, встречающийся
почти повсеместно в самых различных типах россыпей и нередко сла-
гающий в них основную часть тяжелой фракции шлиха.
В качестве примеси часто содержит Ti (титаномагнетит), V, Сг
(хроммагнетит), Mg, Al, изредка Ni, Со, Zn, Мп и др.
В россыпях встречается в* виде кристаллов, их осколков, плотных
гонкозернистых частиц и в виде зерен различной формы — угловатых,
слабоокатанных, реже хорошо окатанных (табл. 98, фиг. 2—5).
Кристаллизуется в кубической сингонии в гексаоктаэдрическом ви
де симметрии. Кристаллы чаще всего имеют октаэдрический облик
(табл. 98, фиг. 2), иногда усложненный присутствием притупляющих
граней (НО) Изредка наблюдаются ромбододекаэдры со ступенчатыми
и штрихованными гранями. Довольно часто встречается в виде неполно
образованных кристаллов с неправильными ступенчатыми или неясно
намеченными поверхностями ограничения, а также в зернистых агрега-
тах и в плотных массах, часто заключающих вростки апатита, ильме
нита и различных силикатов. Двойники по{ 111} обычны.
Цвет железо-черный, иногда вследствие окисления — красновато
бурый. Нередко почти нацело превращен в мартит, что особенно часто
наблюдается в древних россыпях, затронутых процессами выветрива
ния. Такие неполные псевдоморфозы гематита по магнетиту часто не
утрачивают магнитных свойств и выделяются в магнитной фракции
шлихов. В районах распространения осадочных железорудных форма
ций в россыпях часто встречаются оолиты красного железняка, обна
руживающие ферромагнитные свойства. Такие образования представ-
ляют собой частичные псевдоморфозы магнетита по гематиту, возни-
кающие в процессах метаморфизма вмещающих железорудные
месторождения осадочных пород.
Цвет порошка от черного до буро-черного. Блеск полуметалличе
ский. Спайное!ь отсутствует, но в некоторых случаях магнетит обнару-
живает ясно выраженную отдельность по( 111} , обусловленную двойни
кованием. Уд. вес 4,9—5,2.
Тв. 5,5—6. Хрупок Раздавливается с трудом.
В иммерсионном препарате в порошке непрозрачен. Вследствие
сильной магнитности, зерна агрегируются хлопьями, что является важ
ным диагностическим признаком для магнетита, отличающим его от
сходных с ним ильменита и хромита, иногда проходящих в магнитную
фракцию шлихов (в отличие от магнетита оба указанные минерала часто
просвечивают в краях тонких зерен).
В кислотах растворяется и с NHjCNS и KsfFe(CN)b] дает реакцию
на Fe и Fe П. п. тр не плавится.
Широко распространен в магматических горных породах самого
различного состава, в контактово-метасоматических месторождениях.
300
во многих метаморфических породах, менее в жильных сульфидных
гидротермальных месторождениях.
Для основных -и ультраосновных изверженных горных пород ха
рактерны титанистые магнетиты, часто содержащие повышенные коли-
чества Mg, Cr, V, Р.
Магнетиты из гидротермальных месторождений, связанных с ос-
новными и ультраосновными породами, нередко обогащены Ni, Со и
Си; магнетиты из жильных сульфидных гидротермальных месторожде-
ний обычно содержат примесь Zn, Си и Мп.
В процессе переноса устойчив и часто накапливается в существен-
но кварцевых обломочных осадках континентального и прибрежно-мор
ского генезиса.
Метеориты
В виде одиночных частиц метеорита нередко встречаются в рос-
сыпях самого различного возраста.
По химическому составу обычно представляют собой никелистое
железо, находящееся в различных стадиях окисления, вплоть до обра-
зования магнетитовых псевдоморфоз. Наблюдались в виде мелких
(0,1—0,3 мм) округлых, шаровидных, каплевидных, иногда неправиль-
ной формы пузыристых и шлаковидных в изломе частиц с гладкой
и блестящей поверхностью (табл. 98, фиг. 6).
В изломе иногда обнаруживают реликты металлического Fe. Цвет
черный, блеск сильный, полуметаллический или металлический. Ха-
рактерны резко выраженные ферромагнитные свойства: к стальной
игле притягиваются на расстоянии, в образцах агрегируются с другими
магнитными частицами. В кислотах растворимы, с диметилглиоксимом
обычно дают реакции на Ni.
От магнетита отличаются шаровидной или каплевидной формой ча-
стиц, характером их поверхности, обычным присутствием внутренних
раковин, отчетливой реакцией на Ni.
Встречены в пермских отложениях западного склона Урала, в оли
гоцен-миоценовых, неогеновых, четвертичных и современных аллюви
альных отложениях Урала и ряда других районов.
ГЛАВАХ
НЕКОТОРЫЕ МИНЕРАЛЫ ЛЕГКОЙ ФРАКЦИИ
В обычной ирам икс минералогического исследования шлихов и
продуктов обогащения россыпей легкие минералы, составляющие ос-
новную массу наносов, как правило, не изучаются В связи с указан-
ным, из числа легких минералов и частиц горных пород, встречаю
щихся в россыпях и обычно описываемых в руководствах по осадоч
ной петрографии, ниже кратко охарактеризованы лишь следующие
графит, кварц и его разновидности, кальцит, берилл, калиево-натровые
полевые шпаты, плагиоклазы, скаполит, мусковит, янтарь и обсидиан.
Графит С
Редкий минерал россыпей, встречающийся в специфических обоа-
иовках. преимущественно в районах развития щелочных пород и него
торых метаморфических комплексов.
Кристаллизуется в гексагональной сингонии. Кристаллы наблюди
ются исключительно редко. Они имеют форму табличек и образованы
сильно развитыми поверхностями пинакоида { 0001 } и гранями гексаго-
нальных дипирамид и призмы (табл. 100, фиг. 1).
Обычно встречается в виде неправильных окатанных частиц,
имеющих чешуйчатое, скрытокристаллическое, иногда радиально-лу-
чистое сложение. Такие частицы нередко содержат включения чешуек
слюды, зерен кварца, иногда полевых шпатов, магнетитов и других
минералов.
Цвет черный, до темною стально-серого; черта темно-серая бле-
стящая. Блеск металловидный, у агрегатов иногда матовый. Непрозра-
чен, в очень тонких листочках просвечивает серым и буровато-серым.
Тв. 1 —1,5; при раздавливании на бумаге оставляет серую черту. Спай-
ность весьма совершенная, заметна только у ясно кристаллических
разновидностей; спайные листочки гибкие. Уд. вес 2,0—2,2. Электро-
проводен. В кислотах нерастворим. Неплавок. В смеси с KNo-, при
нагревании дает вспышку.
По внешнему виду, окраске и цвету черты в неправильных ли-
сточках иногда сходен с молибденитом, но отличается от последнего
значительно меньшим удельным весом, а также по поведению в кис-
лотах.
В первичных месторождениях графит встречается в магматических
горных породах — сиенитах, нефелиновых сиенитах и их пегматитах,
изредка в гранитных пегматитах, а также в контактово-метасоматиче-
ских месторождениях, связанных с интрузиями гранитов. Широко рас-
пространен в древних глубокометаморфизованных первичноосадочных
породах: кварцитах, кристаллических сланцах и гнейсах, причем, в свя-
302
зи с жилами и дамками рассекающих такие гнейсы и сланцы извержен
ных пород, иногда образует жилы переотложенного крупночешуйчатого
графита.
Кварц SiO?
Один из наиболее распространенных минералов обломочных пороЛ
особенно характерный для глубоко дифференцированных осадков при
брежно-морских, дельтовых, эоловых и некоторых речных (связанных
с размывом древних кор выветривания), где кварц нередко почти hi
цело слагает песчаную и алевритовую фракцию пород
Наиболее обычной формой нахождения кварца в обломочных
осадках являются зерна различного облика — остроугольные, угловаты”
уIловатоокатанные, вплоть до идеально округленных форм с характер
ной как бы шлифованной поверхностью, типичных для отложений при
брежно морских фации и некоторых полигонных эоловых наносов
(табл 100, фиг 4) Такие частицы нередко обнаруживают агрегатное
тонкозернистое сложение, представляя собой в различной степени ока
ганные обломки кварцитов хальцедонов, яшм, кремня и других квар
цевых пород
Изредка в россыпях встречаются и кристаллы кварца Обычно она
имеют характерную для а модификации призматическую форму и об
разованы преобладающими и, как правило, покрытыми тонкой и резкой
штриховкой граням и {1010} и подчиненными им гранями положитель
кого и отрицательного ромбоэдров (табл 100, фиг 2 и 3) Наблюди
ются и дипирамидальные кристаллы, трещиноватые, с шероховатой
иногда грубо корродированной поверхностью граней Такие кристаллы
представляющие собой параморфозы а кварца по р кварцу, происходят
из кислых эффузивных пород — кварцевых порфиров и липаритоз
Изредка в россыпях встречаются формы регенерации обломочного
кварца в виде характерных частично или полностью ограненных обо
лочек бесцветного и прозрачного вторичного кварца обрастающего
угловатые или окатанные ею зерна
В кристаллах кварц обычно бесцветен и прозрачен, реже окрашен
в различные оттенки желтого, дымчато бурого и фиолетового цвет i
В окатанных зернах, особенно в частицах агрегатного сложения, оп
мутно белый, полупрозрачный или просвечивающий, иногда непроз
рачный
Блеск от стеклянного до жирного и матового Часто содержит вклю
чния других минералов— полевых шпатов, с поды, турмалина (кварц
гранитов и пегматитов), хлорита, рутила, актинолита, гематита и др
и обильные жидкие или газово жидкие включения, нередко обусловли
вающие молочно белую окраску кварца (кварц гидротермальных жи i
и многих метаморфических пород)
Тв 7 Хрупок Спайность отсутствует Излом типичный раковинча
тыи Уд вес 2,65
Под микроскопом (в иммерсионной среде) прозрачен и обычно
бесцветен, реже загрязнен пылевидными и хлопьевидными рудным i ч
углистыми включениями
Очень обычны жидкие или газово жидкие включения часто рас
полагающиеся полосами или вдоль трещинок скольжения
Одноосный положительный No= 1,544, Ne= 1,553 No — _/V? = 0 009
Скрытокристаллические и волокнистые разновидности (халцедон, ква э
цин) иногда обнаруживают более низкое светопрелом щние (до 1 535
1 540 по No), характеризуются прямым угасанием относительно границ
волокон и имеют отрицательное (халцедон) или положительное (квао
цин) удлинение Зерна кварца нередко имеют волнистое до мозаичного
и обтачного погасание особенно характерное для кварца происходя
301
щего из катаклазированных изверженных или метаморфических пород
Такие зерна иногда обнаруживают аномальную двуосность с 2V до
20—25°.
Некоторые разновидности (обычно молочно-белый кварц) обнарх
живают слабую голубовато-белую катодо- и фотолюминесценцию.
В кислотах, за исключением HF, нерастворим.
Кварц является важным породообразующим минералом многих
изверженных и метаморфических пород: гранитов, гранодиоритов,
кварцевых диоритов и сиенитов, кислых эффузивных пород, гнейсов,
кристаллических сланцев, кварцитов, филлитов и др. В значительных
массах выделяется в пегматитовых, пневматольто-гидротермальных и
гидротермальных жилах. Повсеместно присутствует в остаточных про-
дуктах выветривания силикатных пород и образуется в процессах се-
диментации и при диагенезе обломочных осадков.
Берилл Be3Al2(Si6Oi8)
В качестве примеси часто устанавливаются Li, Rb, Cs, Na, Ca, Mg,
Fe, Сг, H2O и др.
Редкий минерал россыпей, встречающийся спорадически в районах
распространения некоторых интрузий лейкократовых гранитов и сопро-
вождающих последние пегматитовых жил, грейзенов и высокотемпера-
турных пневматолито-гидротермальных месторождений.
Кристаллизуется в гексагональной сингонии в гексагонально-дипи-
рамидальном виде симметрии.
Кристаллы призматического облика, обычно без конечных граней,
в россыпях наблюдаются исключительно редко (табл. 100, фиг. 5 и 6).
Чаще всего встречается в виде неправильных осколков, угловатых или
слабоокатанных зерен, внешне очень похожих на зерна кварца, топаза
или полевых шпатов (табл. 100, фиг. 7).
Обычно бесцветный и водяно-прозрачный, реже окрашен в блед-
ный желтоватый, зеленоватый, голубоватый, розоватый или молочно-
белый цвет; в последнем случае иногда непрозрачен. Часто содержит
включения кварца, альбита, чешуек слюды, иногда топаза, турмалина
и др., а также газово-жидкие включения, обусловливающие появление
молочно-белой окраски берилла.
Блеск слабый стеклянный. Спайность практически отсутствует
реже проявляется по {0001 } . Излом раковинчатый или неровный. Тв.
7,5—8. Хрупок, раздавливается с большим трудом. Уд. вес 2,63—2,90,
возрастает с увеличением содержания примесей; иногда проходит в тя-
желую неэлектромагнитную фракцию шлихов.
Под микроскопом в порошке бесцветен. Одноосный отрицательный.
Показатели преломления варьируют в зависимости от состава
минерала и возрастают с увеличением содержания щелочей, Fe
и Mg.
Nc = 1,568—1,602 (наиболее обычно 1,575—1,585); = 1,564—
1,595 (1,570—1,580); No — Ne = 0,004—0,007.
В ультрафиолетовом свете иногда слабо люминесцирует синевато-
фиолетовым, в катодных лучах — голубым (средней яркости).
Обработанные последовательно горячим 20%-ным раствором
Na2SOi и 4%-ным раствором CuSO4, промытые водой и затем прока-
ленные, зерна берилла покрываются белой пленкой, ярко люминесцп
рующей в катодных лучах L В кислотах не растворим; неплавок.
В обломках призматических кристаллов сходен с апатитом, турма-
лином (эльбаитом), в неправильных осколках — с кварцем, топазом, фе
накитом, хризобериллом. От всех названных минералов легко отлича-
1 Метод предложен Г Ф Комовским,
304
ется по величине светопреломления (в иммерсионной жидкости
с п= 1,580).
Распространен в гранитных пегматитах (особенно в шерлово-му-
сковитовом и альбито-сподуменовом их типах) вместе с сподуменом,
колумбитом, турмалином, топазом, хризобериллом, фенакитом, флюо-
ритом и др. Встречается в грейзенах, кварцево-вольфрамитовых и квар-
цево-касситеритовых жилах в тесной ассоциации с топазом, флюоритом,
мусковитом, цинвальдитом и некоторыми другими минералами.
Группа полевых шпатов
Минералы этой группы широко распространены в обломочных
осадках и породах, особенно в отложениях формации граувакк и арко-
зов, характерных для начальных этапов денудационно-седиментацион-
ных циклов. В осадках этой формации полевые шпаты нередко явля-
ются главными обломочными компонентами. В отложениях конечных
этапов седиментационных циклов количество полевых шпатов резко
сокращается и в осадках формаций кварцевых песков, к которой при-
урочено большинство россыпей, полевые шпаты зачастую практически
отсутствуют.
В сериях одновозрастных, но генетически различных отложений
содержание полевых шпатов весьма изменчиво и зависит от конкрет-
ных условий формирования обломочных осадков и размещенных среди
них россыпей. При прочих равных условиях (характер источников об-
ломочного материала, климатическая обстановка) содержание полевых
шпатов наиболее высоко в аллювиальных отложениях, особенно в на-
носах горных рек и предгорьев, и наименее значительно в отложениях
дельт и морских побережий. Это обусловлено длительностью и дина-
микой транспортировки обломочного материала, скоростью его захоро-
нения и другими фациальными особенностями отдельных членов подоб-
ных седиментационных серий.
По химическому составу среди полевых шпатов выделяют два ос-
новных ряда минералов: калиево-натровые полевые шпаты (К, Na)
{AlSisOg}—микроклин, ортоклаз и натрийсодержащие их разновидно-
сти, и кальциево-натровые полевые шпаты (Са, Na) {Al (Al,
Si)Si2O8}—плагиоклазы. В большинстве россыпей и обломочных осад-
ков среди полевых шпатов преобладают плагиоклазы.
Калиево-натровые полевые шпаты кристаллизуются в двух модифи-
кациях: триклинной (микроклин) и моноклинной (псевдомоноклиннои—
ортоклаз). Наиболее распространен микроклин.
Микроклин и ортоклаз в обломочных зернах характеризуются поч-
ти одинаковыми морфологическими особенностями и физическими свой-
ствами и различить их зачастую возможно лишь с применением точных
методов кристаллооптического исследования.
Они встречаются в виде неправильных угловатых зерен, обнаружи-
вающих спайные ограничения, или в виде угловато окатанных, реже
хорошо округленных зерен (табл. 101, фиг. 1).
Окраска различная: бледно-розовая, буровато-розовая, желтоватая,
белая, изредка зеленоватая. Обычно непрозрачны и просвечивают лишь
в краях зерен; редко прозрачны. Зерна ортоклаза зачастую бывают пе-
реполнены мельчайшими включениями вторичных продуктов и кажутся
буроватыми.
Изредка наблюдаются признаки регенерации в виде неясно окри-
сталлизованных оболочек водяно-прозрачного материала, окружающих
непрозрачные и переполненные включениями и вторичными продуктами
обломочные зерна минерала.
Блеск слабый стеклянный. Спайность ясная во {001}, отчетливая
20 А А. Кухаренко
по {010}, изредка отмечается отдельность по другим направлениям.
Тв. 6. Уд. вес 2,55—2,57. Хрупки, раздавливаются с трудом.
Под микроскопом в мелких зернах обычно прозрачны, часто обна-
руживают вростки альбита, кварца, точечные выделения гематита и
магнетита, чешуйки вторичной слюды и др. Для микроклина нередко
устанавливается тонкое полисинтетическое двойникование по различ-
ным направлениям, причем системы тончайших выклинивающихся ин-
дивидов, пересекаясь, образуют характерную для микроклина решетку.
Изредка отмечаются простые двойники.
Двуосные отрицательные с 2’/=/—/60—85° (большим для мик-
роклина) ’.
Для ортоклаза JVg’||[010] и Nm почти J_{001}. Зерна ортоклаза, ле-
жащие на главной спайности по {001}, обнаруживают прямое угасание
относительно трещинок спайности по {010}. Зерна, расположенные на
{010}, дают разрезы с выходом тупой биссектрисы; удлинение в этих
сечениях отрицательное, угасание Np относительно спайности косое с уг-
лом около 5—6°.
Микроклин отличается от ортоклаза в сечениях, параллельных
главной спайности по {001}. Здесь угасание минерала косое, угол обра-
зуемый Np с трещинками спайности по {010} =10—15°.
Показатели преломления ортоклаза и микроклина варьируют в за-
висимости от содержания Na. Наиболее часто наблюдаются следующие
значения: Np= 1,518—1,520; Nm = 1,522—1,524; Ng = 1,523—1,526; Ng—
Np = 0,006—0,007.
Отличие калиево-натровых полевых шпатов от плагиоклазов (аль-
бита) наиболее просто производится в иммерсионной жидкости с п =
= 1,530, превышающим светопреломление ортоклаза и микроклина, но
меньшим Ng и Nm кислых плагиоклазов.
Плагиоклазы кристаллизуются в триклинной сингонии и представ-
ляют собой непрерывный ряд изоморфных смесей, или твердые растворы
двух компонентов — альбита Na{AISi3O8}H анортита Са {Al2Si2O8}.
Состав любого члена этого ряда может быть однозначно определен
по содержанию одного из названных компонентов. В общепринятой си-
стеме обозначений состав плагиоклаза выражается его номером, отве-
чающим процентному содержанию анортитового компонента. В целях
удобства весь ряд плагиоклазов условно расчленен на пять интервалов
с следующими пределами содержаний анортитового компонента (в %):
Альбит.........
Оликоглаз . . . .
Андезин ...
Лабрадор . . . .
Битовнит ....
Анортит .......
0—10 1
11-30 j
31-50 1
51—70 (
71 — 90 1
91-100 J
кислые плагиоклазы
средние плагиоклазы*
основные плагиоклазы
* Обычно граница между средними и основными плаги-
оклазами проводится по лабрадору № 60
Наиболее распространены в обломочных отложениях и россыпях
кислые плагиоклазы — альбит и олигоклаз. Плагиоклазы с большим со-
держанием анортитового компонента (андезин, лабрадор) и основные
плагиоклазы (битовнит, анортит), ввиду своей легкой разрушаемости
в процессах выветривания и переноса, в осадках наблюдаются редко и
в россыпях, как правило, не встречаются.
В россыпях присутствуют в виде угловатых зерен с ступенчатыми
поверхностями ограничения, реже слабоокатанных и очень редко средне-
и хорошо окатанных зерен (табл. 101, фиг. 2). Изредка наблюдаются
обломки кристаллов плагиоклаза, а также хорошо образованные таб-
1 Для высокотемпературных ортоклазов угол оптических осей может снижаться
до 50° и меньше.
306
литчатые кристаллы, принадлежащие альбиту. Отмечены случаи реге-
нерации обломочных зерен альбита.
Для всех плагиоклазов и особенно для кислых их представителей
характерно полисинтетическое двойникование по нескольким законам,
отчетливо 'видное при изучении зерен под микроскопом и нередко про-
являющееся в виде характерной штриховки на плоскостях спай-
ности.
Цвет плагиоклазов чаще всего белый, иногда с желтоватым, серо-
ватым или зеленоватым (от вторичных продуктов изменения) оттенком.
Просвечивают, в тонких зернах иногда прозрачны. Блеск стеклянный.
Спайность совершенная по {001}, отчетливая по {ОЮ}. Тв. 6. Уд.
вес 2,61—2,76, возрастает с номером плагиоклаза. Хрупки. Раздавлива-
ются средне или с трудом.
В иммерсионном препарате бесцветны; почти всегда обнаруживают
тонкое полисинтетическое двойникование. Двуосные положительные
(плагиоклазы № 0—18, 38
69) и отрицательные (№ 19-
37, 70—100). Показатели пре-
ломления и сила двойного лу-
чепроявления правильно изме-
няются с содержанием анорти-
тового компонента.
Np = 1,525—1,576 (1,527—
1,542)'; Nm = 1,529—1,583
(1,532—1,546); Ng = 1,536-
1,588 (1,538—1,549); Ng —
Np = 0,007—0,012 (0,008—
0,011).
Определение состава пла-
гиоклазов наиболее просто
производить путем изменения
величины Np в спайных оскол-
Рис. 65. Оптические свойства кислых и
ках. Как показал Тсубои средних плагиоклазов
(Tsuboi, 1923), в сечениях по
{001} и {010} состав плагиоклаза может быть определен по величине
Np' с точностью до двух номеров.
На рис. 65 показаны кривые светопреломления кислых и средних
плагиоклазов (сплошные линии) и значения Np' на плоскостях спайно-
сти (жирный пунктир). На этом же графике показаны вариации угля
оптических осей в зависимости от состава плагиоклазов.
В катодных и рентгеновских лучах кислые плагиоклазы, ортоклаз
и микроклин обнаруживают непостоянную по интенсивности и цвету
(белую, голубую, бледную зеленовато-желтую, зеленоватую) люминес-
ценцию. В ультрафиолетовом свете слабо лиминесцируют голубым, ро-
зовым и фиолетовым.
Все полевые шпаты в кислотах нерастворимы (за исключением HF).
Протравленные HF зерна полевых шпатов в отличие от кварца окра-
шиваются органическими красителями (метилвиолет, малахитовая зе-
лень и др.).
Полевые шпаты являются важными породообразующими минера-
лами многих изверженных, метаморфических и реже осадочных пород.
Калиево-натровые полевые шпаты характерны для гранитоидов различ-
ного состава, для сиенитов, нефелиновых сиенитов, гранитных и сиени-
товых пегматитов, для разнообразных кислых и средних эффузивных
пород. Встречаются также в гнейсах и мигматитах (микроклин).
1 В скобках указаны наиболее часто наблюдаемые в обломочных плагиоклазах
пределы колебаний показателей преломления
№ 307
Кислые плагиоклазы присутствуют в гранитах, гранодиоритах, пла-
пиотранитах и пегметитах, а также в средних и реже в основных эффу-
зивных породах (диабазах, альбитофирах, порфиритах). Широко рас-
пространены они и в метаморфических породах различных стадий мета-
морфизма, начиная от зеленых сланцев и филлитов и кончая полево-
шпатовыми амфиболитами и гнейсами. Средние плагиоклазы (андезин
и лабрадор) наиболее характерны для диоритов, габбро и близких к
ним по составу эффузивных пород.
Скаполит (Na, Са)4 {А1(А1, Si)Si2Og}з(Cl, SO4, СОз)
Минералы группы скаполита представляют собой изоморфные сме-
си двух основных компонентов: мариалита Na4 {AlSiaOg} 3CI и мейонита
Са4{ Al2Si2C>8} 3(SO4). Анион (SO4)~2 в последнем может быть заме-
щен (СО3)“2, часть Na может замещаться К-
В химическом отношении эта группа сходна с плагиоклазами, где
также широко проявлены изоморфные замещения по схеме NaSi—CaAl,
усложненные в скаполитах замещениями среди дополнительных анио-
нов. Собственно скаполитами называют члены ряда, содержащие не ме-
нее 25% каждого из компонентов.
Кристаллизуется в тетрагональной сингонии, в тетрагонально-ди-
пирамидальном виде симметрии. Кристаллы имеют столбчатый облик и
обычно образованы простой комбинацией граней тетрагональных призм
(110), {100} в сочетании с гранями основной дипирамиды {111}. На-
иболее обычны неограненные зерна и кристаллические агрегаты, а так-
же сплошные массы.
В россыпях наблюдается в виде частиц зернистого сложения, реже
в виде угловатых или слабоокатанных обломков призматических кри-
сталлов (табл. 101, фиг. 3).
Цвет молочно-белый, светло-серый, голубовато-серый; часто бес-
цветен. Блеск стеклянный. Просвечивает в краях зерен, редко прозра-
чен. Спайность ясная по {НО}, менее ясная по {100}. . Тв. 5—5,5. Хру-
пок, раздавливается средне. Излом неровный, иногда ступенчатый. Уд.
вес 2,60—2,75, возрастает с увеличением содержания СаО.
Под микроскопом вполне прозрачен. Одноосный отрицательный
(чистый мариалит положителен). Показатели преломления и величина
двупреломления возрастают с увеличением содержания мейонитового
компонента. No = 1,534—1,607; Ne = 1,522—1,570; No—Ne = Q,008—0,036.
В ультрафиолетовом свете и в катодных лучах люминесцирует блед-
но-розовым или голубоватым.
В кислотах разлагается лишь при нагревании с выделением порош-
коватой SiO2. П.п. гр. вспучивается и плавится в белое непрозрачное
стекло.
Месторождения скаполита многочисленны и разнообразны. В ос-
новной своей массе он образуется в процессе гидротермального измене-
ния плагиоклазов основных изверженных пород, причем состав скапо-
лита приблизительно отвечает (обычно несколько более обогащен СаО)
основности плагиоклазов. Широко распространен также в контактово-
метасоматических месторождениях, где ассоциирует с кальциево-желе-
зистыми гранатами, диопсид-геденбергитом, волластонитом и эпидотом;
встречается в некоторых мраморах в ассоциации с паргаситом и апа-
титом, а также в известковых кристаллических сланцах, гнейсах и ам-
фиболитах, где наиболее обычна ассоциация скаполита с диопсидом,
флогопитом, апатитом и альмандином.
В обстановке выветривания и переноса нестоек и редко сохраняется
в продуктах длительной транспортировки и переотложения обломочного
материала.
308
Мусковит КА12 {AlSi3Oioj (ОН)2
В небольших количествах иногда содержит Na, Fe, Cr, F и др.
Обычный минерал обломочных пород и россыпей, особенно часто
встречающийся в районах распространения гранитов и кристаллических
сланцев. В аллювиальных россыпях концентрируется в Косовом их ти-
пе. Нередко в значительных количествах накапливается также в (неко-
торых прибрежно-бассейновых россыпях, особенно в отложениях зоны
пляжа, где иногда формируются существенно слюдистые пески.
Кристаллизуется в моноклинной сингонии. Чаще всего встречается
в виде табличек и листочков с неровными или неправильными очерта-
ниями, иногда расщепленных и изогнутых (табл. 101, фиг. 4). Обычно
содержит включения и вростки мельчайших зерен кварца, апатита, ру-
тила, турмалина, циркона и других минералов, а также газово-жидкие
включения; иногда наблюдается в срастаниях с биотитом и хлоритом.
Бесцветен, также желтоватый, буроватый, бледный розоватый и зе-
леноватый; в гидратированных частицах серебристо-белый. Прозрачен
или просвечивает. Блеск стеклянный, на базальных поверхностях с пер-
ламутровым отливом.
Тв. 2—В. Листочки гибкие, в различной степени упругие. Уд. вес
2,7—3,1, снижается в процессе гидратации минерала. Спайность весь-
ма совершенная по (001), неясная по{110} и {010}.
Под микроскопом прозрачен и обычно бесцветен. Двуосный отри-
цательный. 2V= /—/ 30—45°, дисперсия r>v ясная. Острая биссектри-
са Np почти перпендикулярна плоскости базальной спайности минерала.
Ng = 1,588—1,615; Nm= 1,582—1,611; Np~ 1,552—1,572, увеличиваются с
возрастанием содержания Fe. Ng — Мр = 0,036—0,043, в гидратирован-
ных мусковитах снижается до 0,015—0,020. В сечениях по главной
спайности Ng — Ntn = Q,004—0,006. Нередко листочки мусковита обна-
руживают волнистое или облачное погасание.
Некоторые образцы мусковита в ультрафиолетовом свете и катод-
ных лучах слабо люминесцируют голубовато-белым. В обычных кисло-
тах не разлагается. Не плавок.
Широко распространен в гранитах, гранодиоритах, связанных с
ними пегматитах, грейзенах и высокотемпературных кварцево-полево-
шпатовых, кварцево-вольфрамитовых и других жилах.
Как вторичный минерал (серицит) образуется за счет полевых шпа-
тов (преимущественно плагиоклазов) и других алюмосиликатов.
Является важным породообразующим минералом многих метамор-
фических пород — филлитов, слюдистых кварцитов, кварцево-мускови-
товых, мусковито-хлоритовых и других кристаллических сланцев. Му-
сковит из метаморфических пород нередко характеризуется повышен-
ным содержанием Na и часто содержит включения рутила, гематита,
углистых частиц, вростки хлорита и кварца.
Кальцит СаСО3
В небольших количествах иногда содержит Mg, Fe, реже Мп.
Кальцит является обычным минералом россыпей и встречается во
многих из них, иногда в значительных количествах. Однако, ввиду своей
легкой растворимости, кальцит быстро разрушается при переносе и в
современных кластических осадках наблюдается лишь в непосредствен-
ной близости от источников питания обломочным материалом. В про-
дуктах дальнего переноса, а также в древних россыпях, измененных про-
цессами выветривания, обломочный кальцит, как правило, не сохра-
няется.
Кристаллизуется в тригональной сингонии, в дитригонально-скале-
ноэдрическом виде симметрии. В кристаллах наблюдается исключитель-
но редко. Чаще всего в россыпях присутствует в виде частиц плотного
309
или зернистого сложения, являющихся обломками известняков, а так-
же в виде отдельных зерен, ограниченных поверхностями спайности
(табл. 101, фиг. 5). Изредка встречается в виде обломков натечных
форм, а также в виде оолитов.
Цвет белый, желтоватый, реже буроватый и серый. В отдельных
зернах просвечивает, иногда прозрачен. Блеск слабый стеклянный, для
плотных частиц матовый. Спайность совершенная по {1011}. Ввиду со-
вершенной спайности зерна кальцита при переносе измельчаются преи-
мущественно путем дробления, сохраняют остроугольные контуры и
плохо поддаются окатыванию. Излом от ровного до ступенчатого. Тв. 3.
Хрупок, раздавливается легко. Уд. вес 2,70—2,73.
Под микроскопом в иммерсионном препарате обычно бесцветен и
прозрачен, но нередко также бывает буровато-желтым и бурым от при-
меси пелитового материала, битумов или гидроокислов железа. Часто
содержит жидкие и газово-жидкие включения, особенно характерные
для кальцита из жильных гидротермальных месторождений.
Полисинтетические двойники скольжения весьма обычны, но в очень
мелких зернах иногда бывают незаметны. Спайные обломки кальцита
имеют в иммерсионном препарате форму параллелограммов с углами
около 102 и 78°; форма мелких частиц зачастую неправильная или уд-
линенная. Одноосный отрицательный. No= 1,658; Ne= 1,486; на пло-
скостях спайности Ne'= 1,566; No—Ne=Q,V72. Погасание спайных ос-
колков симметричное или близкое к этому; коноскопическая фигура
для зерен, лежащих на плоскостях спайности, — косой разрез одноос-
ного кристалла с выходом оптической оси вне поля зрения.
В ультрафиолетовом свете часто люминесцирует оранжево-красным,
желтым или голубовато-белым, в катодных лучах — оранжевым или ря-
биново-красным. Кислотами разлагается на холоду, со вскипанием.
От большинства минералов легкой фракции кальцит легко отли-
чается поведением в кислотах и очень высоким двупреломлением; от
других карбонатов и, в частности, от наиболее сходного с ним по внеш-
нему виду доломита отличается показателями преломления.
Кальцит является самым распространенным представителем класса
карбонатов и в качестве важного породообразующего минерала встре-
чается во многих осадочных горных породах, преимущественно в извест-
няках и мергелях. Нередко он присутствует также в цементе некоторых
терригенных осадков, где встречается и как кластический минерал.
Широко распространен в жильных гидротермальных месторожде-
ниях различных генетических типов, начиная от кварцево-карбонатпых
сульфидных или кальцито-баритовых жил и кончая карбонатитами, где
кальцит сопровождается апатитом, флогопитом, магнетитом, пирохло-
ром. Зерна кальцита, происходящие из месторождений этого типа, обыч-
но содержит включения указанных минералов, иногда клиногумита, ди-
опсида, актинолита и сфена, а также многочисленные мельчайшие газо-
во-жидкие включения.
Обычен кальцит и во многих изверженных горных породах, преиму-
щественно основного состава и щелочных (мандельштейнах, порфири-
тах, диабазах, различных лампрофирах, альнеитах, нефелиновых сиени-
тах и др.), где образуется в процессе гидротермального изменения этих
пород. Повсеместно встречается в контактово-метаморфических поро-
дах (известковых роговиках и скарнах), где сопровождается различны-
ми кальциево-железистыми и магнезиальными силикатами, а также
магнетитом и сульфидами.
Янтарь
Состав неопределенный, иногда приближающийся к формуле
СюН16О (С 79%; Н 10,5%; О 10,5%). В химическом отношении пред-
ставляет собой смесь различных частично окисленных углеводородов.
310
В россыпях встречается очень редко, но в некоторых районах до-
вольно обычен и наблюдается здесь как в аллювиальных, так и в при-
брежно-морских отложениях. Встречается в виде частиц различного
размера и формы; неправильных остроугольных или угловатых, округ-
лых, каплевидных и других, имеющих гладкую или же характерную
ямчатую и шероховатую поверхность (табл. 102, фиг. 1, 2).
Окраска желтая, коричневая, бурая, оранжево-желтая, зеленовато-
желтая, белесовато-желтая. Прозрачен; в крупных трещиноватых ча-
стицах иногда лишь ясно просвечивает в краях. Часто содержит вклю-
чения различных органических остатков, жидкостей, иногда пирита и др.
Блеск смолистый или жирный. Тв. 2—2,5. Уд. вес 1,05—1,2. Очень
хрупок.
Под микроскопом бледно-желтый, иногда серовато-желтый от при-
сутствия многочисленных газовых и жидких включений. Обычно изо-
тропен, иногда же, вследствие внутренних напряжений, в отдельных
участках зерен возникают оптические аномалии, и в этих случаях ян-
тарь пятнисто двупреломляет с интерференционной окраской до жел-
того первого порядка. Показатель преломления N= 1,535—1,540.
В катодных лучах и ультрафиолетовом свете обычно люминесци-
рует розовым, бледно-оранжевым или зеленоватым.
При нагревании плавится и сгорает с характерным ароматическим
запахом. Разлагается H2SO4, при кипячении — в HNO3, частично раст-
ворим в спирте, эфире, скипидаре.
По условиям образования янтарь представляет собой продукт из-
менения смолы ископаемых хвойных деревьев. Встречается в некоторых
третичных отложениях континентального (аллювиальных, озерно-аллю-
виальных) и прибрежно-морского генезиса. При размыве таких толщ
янтарь попадает в современные россыпи.
Обсидиан (вулканическое стекло)
Довольно часто встречается в обломочных отложениях и в россы-
пях в районах распространения кислых эффузивных пород и сопровож-
дающих их пирокластических образований.
Наблюдается в виде неправильных остроугольных частиц с харак-
терными криволинейными, иногда очень сложными очертаниями, неред-
ко имеющих пористое и шлаковидное сложение. Изредка встречаются
каплевидные и даже совершенно округлые частицы стекла (табл. 102,
фиг. 3).
Кислые стекла окрашены в светлый серый, буровато-серый или
красноватый цвет, стекла среднего и основного состава — бурые до чер-
но-бурых.
В мелких частицах нередко прозрачен или просвечивает в краях.
Блеск стеклянный, иногда с шелковистым отливом. Часто содержит
включения: древовидные микролиты полевых шпатов, пироксена, пыле-
видные скопления окислов и др. Тв. 6. Уд. вес 2,2—2,6. Хрупок, раздав-
ливается с трудом, давая остроугольные обломки с характерным рако-
винчатым изломом.
Под микроскопом изотропен; в мелких частицах бесцветен, реже
ясно окрашен. Показатель преломления варьирует в пределах 1,520—
1,540.
Вулканическое стекло может быть принято за опал, частицы цеоли-
тов (анальцима), лейцита, нозеана и некоторые другие минералы. От
опалов наиболее просто отличимо по светопреломлению (для опала
N< 1,460); от анальцима и кубических фельдшпатоидов — по форме
частиц, обычному для стекол пузыристому или шлаковидному сложе-
нию, более высокому светопреломлению (для всех названных минера-
лов 2V< 1,51), а также ко большей устойчивости в кислотах.
ЛИТЕРАТУРА
Общая литература к первой части
Билибин Ю А Основы геологии россыпей Изд АН СССР, 1955
ЗаварицкийА II Введение в петрографию осадочных горных повод ОНТИ
1932
КалесникС В Основы общего землеведения Учпедгиз, 1947
Мильнер Г Б Петрография осадочных пород Перевод под редакцие i
В П Батурина Горгеолнефтеиздат, 1931
Пустовалов Л В Петрография осадочных пород Гостоптехиздат 1940
Рейборн К и Мильнер Г Поиски и разведка аллювиальных месторожде
ний Госгоргеолнефтеиздат, 1933
Рухин Л Б Основы литологии Гостоптехиздат, 1Q53
ТвенхофелУ X Учение об образовании осадков ОНТИ, 1936
Швецов М С Петрография осадочных пород Госгеолиздат, 1948
Эдельштейн Я С Основы геоморфоло! ни Госгеолдздат, 1947
Krumbcin W С Manual of Sedimentary petrography New York—London, 1938
Литература к I главе
Бетехтин А Г.ДомаревВ С, Зверев В Н, Иванов Г А, На
к о в к и к Н И, Озеров К Н, Талдыкин С И , Татаринов П М и
Успенский Н А Курс месторождений полезных ископаемых Гостоптехиздат
1946
Бетман А М Промышленные минеральные месторождения Изд во Иностр
лит Москва, 1949
Измененные околорудные породы и их поисковое значение Сб статей, Госгеол-
техиздат, 1954
Линдгрен В Минеральные месторождения ОНТИ, 1934—1935
Магакьян И Г Рудные месторождения Промышленные типы металлических
полезных ископаемых Госгеолтехиздат, 1955
Обручев В А Рудные месторождения ОНТИ, 1935
Розенбуш Г Описательная петрография Горгеолнефтеиздат 1934
Thurach Н Uber das Vorkommen mikroskopischer Zirkone und titanrmneralien
in den Gesteinen Wurzburg, 1884
Hoppe G Die Akzessorischen Schwermineralien in Eruotivgesteine am Beispiel
des Ramberggranites und anderer Harzer Gesteine Berlin, 1951
Литература к II главе
Гинзбург И И Монтмориллонитовый и галлуазитсвый типы выветривания
Тр Ин та геол наук АН СССР, вып 41, А"0 5, 1941
Полы нов Б Б Кора выветривания Изд во АН СССР, 1934
Смирнов С С Зона окисления сульфидных месторождении Изд во АН СССР
1951
Allen V Т Weathering and heavy minerals Jorn of Sed Petrol, v 18, N 1,1948
DrydenL aDrydenC Comporative Rates of Weathering of some common
heavy Minerals Journ of Sed Petrol, v 16, N 3, 1946
FielldsM aSwindal L D Chemical weathering of Silicates in Soil formation
New Zealand Journ of Sci a Technology V 36 ser В , N 2, 1954
Weyl R Zur Frage der Schwermineralverwitterung in Sedimenten. Frdol an
Kohle, N 1, 1952
Литература к III главе
Баскаков M П Минератогическпи состав осадочных пород и коффицпенты
устойчивости минералов Тр Ин та геологии АН УзССР, вып IX, 1953
Великанов М А Динамика русловых потоков Гос изд-во технико-теоре
тической литературы Москва, 1955
312
Гончаров В Н Движение наносов в равномерном потоке ОНТИ, Л—W,
1938
ЗенковичВ П Динамика и морфология морских берегов 4 I Волновые
процессы Изд-во «Морской Транспорт», 1946
Наливкин Д В Учение о фациях Изд во АН СССР, 1956
Ульст В Г Морфология и история развития рельефа области морской акку-
муляции в вершине Рижского залива Изд во АН Лат ССР, Рига, 1957
Шанце рЕ В К учению о фациях континентальные осадочных образовани i
Бюлл ком по изучению четвертичного периода, № 13, 1948
В о s w е 11 Р G The Stability of minerals in Sedimentary rock The Quart. Journ
of tre Geol Soc of London, v 97, Pt 2—4, 1942
F г e i s e F W Untersuchungen von Mineralen auf Abnutzbarkeit bei Verfractung
in Wasser Mm u Petr Mitt, Bd 41, 1931
MarslandP a Wo odr of f G A Study of the effects of Wind transportation on
grams of several minerals Journ of Seb Petrol, v 20, N 3, 1950
Thoulet J De 1 influence du vent dans le remplissage du lit de 1’ocean Comt
Rend Acad Sci Paris, v 146, 1908
TwenhofelW H The Rounding of sand grains Journ of Sed Petrology,’/ 15,
N 2, VIII, 1954
Литература к главе IV
О вторичных изменениях осадочных пород Сб статей под ред 4 В Пустова-
лова Тр ГИН АН СССР, Изд-во АН СССР, вып 5, 1956
Преображенский И А Об аутигенных минералах и минерадообразованпи
Тр ГИН АНС ССР, вып 4Р, Петр сер , X» 13, Изд во АН СССР 1941
Тернер Ф Дж Эволюция метаморфических пород Изд-во иностр лит
Москва, 1951
Харкер А Метаморфизм ОНГИ, Москва, 1934
Литература к V главе
Бетман А М Промышленные минеральные месторождения Изд-во пностп
лит Москва, 1949
Рожков И С Промышленные липы рогсплпей л их ееобенноетп В сб «Мето-
дические указания по производству геологоразведочных работ», вып XII Разведка
россыпных месторождении золота, татны о юва вольфрама, титана, тантала и
ниобия Госгеолтехиздаг, 1957
Шаманский Л И Геология россыпей ГОНТИ Рязань, 1931
Beetz W Processes of concentration in alluval allied diamond places of S-W,
S , Central and E Africa Congress intern d Aimes etc 6-session, Liege, 1930
Kaiser E Die Diamantenwuste Sudwestalricas Berlin, 1926
I am eke К Naturliche Anreichungen von Schwermineralien in Kustengebieten
Geol Meere I, H 1, 1937
R e u n i n g E Ursprung der Kustendiamantcn Sud und Sudwest Africas Neues Jb
fur Mm , Geol und Pal Bl Bd Ed LXII, Stutgart, 1931
Stutzer О Die Wichtigsten Lagerstatten der «Nicht—Erze» Berlin, 1935
Литература к VI главе
Аверин А А Инструкция по изучению и опробованию россыпных месторож-
дений редких и малых металлов I ОНТИ НКТП СССР, 1938
Аншелсс О М и Буракова Т Н Микрохимический анализ на основе
кристаллооптики Изд во ЛГУ 1948
БарсановГ П и Шевелева В А Материалы к изучению люминесценции
минералов Тр минералогического музея АН СССР, вып 4 (1952), 5 (1954), 6 (1954),
7(1955)
Беренс Г и Клей П Д Микрохимический анализ Госхимтехиздат, 1928
Богословский М Г, Савицкая П В и Со ломки на С Г Люминес
цирующие минералы Сов геол, № 10, 1938
Бокий Г Б Иммерсионный меюд Изд-во МГУ, 1948
Веденеева Н Е Иммерсионный метод измерения показателей преломления
под микроскопом Геолразведиздат, 1933
Веденеева Н Е Лабораторное руководство по иммерсионному методу Тр
ВИМС, вып 124, 1937
Веденеева Н Е и Колотушкин А Определение главных показателен
преломления кристаллического зерна методом вращающейся иглы Тр Ин та приклад
нои минералогии, вып 61, 1934
313
Глаголев А А Геометрические методы количественного анализа агрегатов
под микроскопом Госгеолиздат, М — Л, 1948
Го дэн А М Основы обогащения полезных ископаемых Металчургиздат
Москва, 1946
Деркач В Г и Дацюк И С Электромагнитные процессы обогащения Ме-
таллургиздат, Москва, 1947
Исаков П М Качественный анализ руд и минералов методом растирания
порошков Госгеолтехиздат, 1953
Ициксон М И Шлиховое опробование при геологической съемке и обзорных
поисках Госгеолтехиздат, 1953
Комов с ки й Г Ф, Ложникова О Н Люминесцентный анализ при изу
чении руд и минералов Госгеолтехиздат, 1954
Константинова-Шлезингер М А Люминесцентный анализ Изд во
АН СССР, 1948
Копченова Е В Методика минерало!ического анализа шлихов Сб «Вопро
сы исследования шлихов», ВИМС Госгеолиздат, 1937
Копченова Е В Минералогический анализ шлихов Госгеолиздат, 1940
Коренман И М Микрокристаллоскопия Госхимиздат, 1947
Крейтер В М Поиски и разведка полезных ископаемых Госгеолиздат 1940
Круглякова Т И К вопроса о магнитных свойствах минералов Минерало
гнческий сборник Львовского геологического об ва, № 8, 1954
КухаренкоА А Опыт применения универсального столика Федорова к им
мерсии Зап Всерос мин об ва, ч 48, № 2, 1939
Кухаренко А А О методике количественно-минералогического анализа шли
хов Уч Записки ЛГУ, сер геологии наук, вып 8, № 215, 1957
Логвиненко Н В Введение в мелодику исследования осадочных пород
Изд во Харьковск ун та Харьков, 1957
Методы изучения осадочных пород Том I, Госгеоплехиздал, М, 1957
Методы поисков и разведки полезных ископаемых Госгеолтехиздат 1954
Михеев В И Рентгенометрический определитель минералов Госгеолтехиздат
1957
Москвин А В Катодолюминесценция Гостехиздат, 1948
Невский Б В Обогащение россыпей Металлургиздат, М, 1947
Олофинский Н Ф Электрические методы обогащения Металлуогиздат, М
1953
Поваренных А С О магнитных свойствах минералов Минералогический
сб Львовского геологии об ва, № 11, 1957
Разумовский Н К Определение минералов по наружному виду и при по
мощт паяльной трубки Горгеолнефтеиздат, 1933
Р и л ь Г Люминесценция Изд во иностр лит , 1946
Рожкова Е В и Проскуровскии Л В Определение диэлектрической
проницаемости минералов и их диэлектрическая сепарация Сб «Современные методь
минералогического исследования горных пород, руд и минералов» ВИМС Госгеочтех
издат, 1957
Руденко Н И и Василевский М М Упрощенный метод определения
удельных весов минералов Зап всесоюзи мин об-ва, ч 86, вып I, 1957
Татарский В Б Кристаллооптика и иммерсионный метод определения веще
ства Изд Л1 У, Ленинград, 1949
Татарский В Б К практике метода вращающейся иглы Зап всесоюан мин
об-ва ч 80, вып 4, 1951
Татарский В Б Таблица для определения фоом спайности и сингонии ми те
ралов в иммерсии Зап Всесоюзи мин об ва ч 82 вып 4, 1953
ТредвелФ П иГоллВ Г Качественный анализ Госхимизда", 1946
Ф а й г л ь Ф Капельный анализ ОНТИ, 1937
Чуева М Н Минералогический анализ шлихов и рудных концентратов Госгеот-
издат 1950
Чуева М Н Практическое руководство по разделению минералов в тяжелых
жидкостях и солях Госгеолтехиздат, 1954
Э м и х Ф Микрохимический анализ Методика и практика Перевод с немецкого
Госхимтехиздат, 1932
DeanR S a Davis С W Magnetic separat on of minerals U S Bureau of
Mines Bull , No 425, 1941
Hoppe G Die Akzessorischen schwermineralien in Eruptivgesteme am Beispicl
des Ramberggranites und anderer Harzer Gesteine Berlin, 1951
MathisrudG C Magnetic separation in Petrography Am Miner \ 27,
N 9, 1942
Rosenfeldl L Determination of all Principal indices of refraction on difficulty
oriented minerals by direct measurement Am Miner v 35, N 9—10, 1950
Rosenholz I L aSmith D T The dielectric constant of mineral powders
Am Miner, v 21, N 2 1936
V V
Rost R Tezke mineraly Praha, 1956
314
Литература ко второй части
Бетехтин А Г Минералогия Госгеолиздат, 1950
Болдырева А М К вопросу о зависимости морфологических физических и
химических свойств касситерита от его генезиса Зап Всерос мин об ва, ч 68, № 3,
1939
Вернадский В И Опыт описательной минералогии, т I, 1914
Вернадский В И и Курбатов С М Земные силикаты, алюмосиликаты
и их аналоги ОНТИ НКТП СССР, Л —М , 1937
ВинчеллА Н иВинчеллГ Оптическая минералогия Перевод с англий-
ского под ред Д С Белянкина Изд во иностр лит М 1953
Гетман Я Д К вопросу о свойствах касситерита в связи с условиями его
образования Бюлл МОИП, т 46, 1938
Григорьев И Ф и Доломанова Е И Новые данные по кристалпо
химии и типоморфическим особенностям касситерита разного генезиса Тр Мин Музея
АН СССР, вып 3, 1951
Дэна Дж Д.ДэнаЭ С , Пэл а ч Ч , Берман Г и Ф р он де ль К Си-
стема минералогии Изд -во иностр лит , М , 1950
Кокшаров Н И Материалы для ’ минералогии России Горн журн СПб
кн II, 1871
Копченова Б В Минералогический анализ шлихов Госгеолиздат 1940
Ларсен Е и Берман Г Определение прозрачных минералов под микроско-
пом Перевод е английского под ред Д С Бедмжина ОНТИ, 19,37
Лебедев Г Учебник минералогии Часть описательная Изд 2-е, СПб, 1907
Лодочников В Н Главнейшие породообразующие минералы Госгеолизда ,
1947
Минералогия Урала Под редакцией А Е Ферсмана и А Г Бетехтина Изд-во
АН СССР М—Л , 1941
Минералы СССР Т I Самородные элементы, т II Сульфиды, сульфосоли и им
подобные соединения Изд во АН СССР, 1940
Минералы хибинских и лавозерских тундр Под ред А Е Ферсмана и др
Изд во АН СССР, 1937
Озеров К Н О зависимости формы кристаллов корунда от химического со
става среды Доки АН СССР, № 47, 1945
Пилипенко П П Минералогия западного Алтая Изд-во Томского ун-та,
1915
ПоповС П Минералогия Крыма Изд во АН СССР, 1938
Преображенский И А и Саркисян С Г Минералы осадочных пород
Гостоптехиздат, 1954
Саркисгн С Г. Петрография рыхлых касситеиитсоцержащих от южений За
байкалья Тр ГИН АН СССР, вып 50, петрограф сер, № 15, 1941
Справочное руководство по петрографии осадочных пород Под ред В Б Та
тарского Т I, Гостоптехиздат, 1958
Ферсман А Е Пегматиты Изд-во АН СССР, М—Л, 1940
Чуева М Н Минералогический анализ шлихов и рудных концентратов Гос-
геолиздат, 1950
IO ш к о С А иБоришанская С С Таблица диагностических признаков
минералов в шлихах Госгеолтехиздат, 1955
Braun F Morphologische, genetisclie und paragenetische Trachtstudien an Barit
Neues Jb fur Geol, Min, Pal, В В 65 A, 1932
Dana ESA Textbock of mineralogy P V Descriptive mineralogy 4 ed New
York 1932
Doelter C Handbuch der Mmeralchemie, I—IV Dresden — Leipzig, 1912—1931
Goldschmidt V Atlas der Krystallformen Heidelberg, 1913—1916
Hintze C Handbuch der Mineralogie Leipzig, 1915
Hutton С О Studies of heavy Detrital minerals Bull of the Geol Soc
of Am , v 61. 1950
Krynine P D The tourmalin group in Sediments Journ of Geol.,
x 54, No 2, 1946
Niggli P Lehrbuch der Mineralogie 2 Auflage, 1926
poldervaart A Zircon in Rocks Am Journ of Sci, 1956
Rost R Tezke mineraly Praha, 1956
Zerndt Micioskopische Zirkone als Zeitmineralien Bull intern De 1’Acad
Polonaise des Sci, ser A, N 6 Krakov, 1927.
указатель минералов
Авгит 219, 268
Адамин 131, 201
Азурит 131, 186
Аксинит 219, 289
Актинолит 219, 277
Алмаз 131, 136
Альмандин 219, 254
Алюмохромит 228
Амфиболы 275
Анатаз 131, 162
Ангидрит 131, 192
Англезит 131, 190
Андалузит 131, 215
Андрадит 219, 256
Аннабергит 131, 201
Антимонит 131, 144
Антофиллит 219, 276
Апатит 131, 195
Аргентит 131, 140
Арсенопирит 131, 153
Бадделеит 131, 172
Базальтическая роговая обманка 279
Барит 131, 188
Берилл 304
Биотит 219
Бисмутит 131, 187
Бломстрандин 237
Борниг 131, 148
Бронзит 266
Брукит 131, 164
Бустамит 219, 274
Вад 219, 231
Ванадинит 131, 200
Везувиан 219, 257
Висмутин 143
Вольфрамит 219, 241
Вулканическое стекло 311
Вульфенит 131, 193
Галенит 131, 140
Гарниерит 219, 287
Гатчеттолит 179
Геденбергит 268
Гельвин 219, 297
Гематит 219, 222
Гессонит 255
Гётит 219, 224
Гиперстен 266
Глаукофан 219, 281
Гранаты 251
Графит 302
Гроссуляр 219, 255
Гмммит 131, 217
Гюбнерит 241
Демантоид 256
Деревянистое олово 168
Диопсид 219, 268
316
Диопсид-авгит 219, 268
Диоптаз 131, 218
Дистен 131, 213
Доломит 131, 183
Дравит 290
Железный блеск 223
Жедрит 219, 276
Золото 131, 132
Золото серебристое 133
Ильменит 219, 226
Ильменорутил 219, 234
Индиголит 291
Кальцит 309
Касситерит 131, 167
Кварц 303
Керсутит 219, 280
Киноварь 131, 142
Клейофан 142
Клинохлор 284
Клиноцоизит 219, 259, 260
Кнопит 176
Кобальтин 131, 150
Койвинит 219, 246, 247
Коллофан 131, 197
Колумбит 219, 235
Корунд 131, 158
Красный железняк 223
Крокоит 131, 195
Ксенотим 219, 245
Лампрофиллит 219, 296
Лейкоксен 166
Лепидомелан 219
Лимонит 219, 224
Лопарит 131, 178
Магнезит 131,,180
Магнезиально-железистые слюды 219, 282
.Магнетит 300
Магноильменит 226
Магнохромит 228
Малакон 131, 210
Малахит 131, 185
Манганапатит 196
Марказит 131, 152
Марматит 142
Мартит 223
Медь 131, 134
Меланит 257
Метеорит 301
Микроклин 305
Миметезит 131, 199
^Молибденит 131, 146
Монацит 219, 242
.Моноклинные амфиболы 219, 277
Моноклинные пироксены 219, 268
Мусковит 309
Кастуран 219, 233
Нигрин 160
Обсидиан 311
Оливин 219, 248
Олово 131, 136
Омфацит 269
Оранжит 211
Ортит 219, 259, 263
Осмистый иридий 219, 221
Отенит 131, 205
Оттрелит 288
Пеннин 284
Перовскит 131, 176
Пирит 131, 149
Пироксены 265
Пиролюзит 219, 230
Пироморфит 131, 198
Пироп 219, 252
Пирротин 299
Пирохлор 131, 179
Плагиоклаз 307
Платина 219, 220
Плеонаст 174
Повеллит 131, 194
Полевые шпаты 305
Поликраз 238
Поликсен 220
Пренит 219, 264
Приорит 237
Прустит 131, 156
Псиломелан 219, 231
Пьмонтит 219, 259, 262
Рамзаит 219, 297
Реальгар 131, 145
Ризёрит 240
Роговая обманка 219, 279
Родонит 219, 274
Ромбические амфиболы 219
Ромбические пироксены 219
Рубеллит 291
Рутил 131, 160
Самарскит 219, 239
Свинец 131, 135
Серебро 131, 133
Серпентин 219, 286
Сидерит 131, 182
Силлиманит 131, 215
Скаполит 308
Скородит 131, 203
Смитсонит 131, 181
Спессартин 219, 255
Ставролит 219, 250
Стронцианит 131, 185
Сфалерит 131, 141
Сфен 219, 293
Танталит 219, 235
Теннантит 131. 155
Тетраэдрит 131, 155
Титанавгит 268
Топаз 131, 212
Торбернит 131, 204
Торианит 131, 173
Торит 131, 211
Тремолит 277
Турмалин 219, 290
Уваровит 219, 257
Увит 290
Уранинит 219, 232
Уранофан 131, 216
Ферберит 241
Фергусонит 219, 240
Ферроплатина 220
Флогопит 219, 282
Флоренсит 219, 246, 247
Флюорит 131, 157
Форманит 240
Халькопирит 131, 147
Хлорит 219, 283
Хлоритоид 219, 287
Холмквистит 219, 281
Хромдиопсид 219, 269
Хромит 228
Хромпикотит 228
Хромшпинелиды 219, 228
Целестин 131, 187
Церуссит 131, 184
Циркон 131, 205
Циртолит 131, 211
Циозит 219, 259
Шеелит 131, 192
Шерл 290
Шмальтин 131, 151
Шорломит 219, 257
Шпинель 131, 174
Эвксенит 219. 238
Эгирин 219, 273
Эгирин-авгит 219, 274
Эгирин-диопсид 274
Электрум 131, 133
Эльбаит 290
Энстатит 265
Эпидот 219, 259, 261
Эритрин 131, 202
Эшинит 219, 237
Янтарь 310
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Предисловие ..................................................... 3
ЧАСТЬ ПЕРВАЯ
ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ И МЕТОДЫ
МИНЕРАЛОГИЧЕСКОГО ИССЛЕДОВАНИЯ РОССЫПЕЙ
Введение........................................................ 7
Глава I. Минеральный состав пород питающих провинций..............9
Глава II. Процессы разрушения пород питающей провинции...........17
Глава III. Перенос обломочного материала и формирование россыпей . 24
Глава IV. Эпигенетические изменения минерального состава россыпей . . 56
Глава V. Типы россыпей......................................... 59
Глава VI. Методы исследования минералов россыпей................ 82
1. Концентрация.............................................82
2. Фракционирование в тяжелых жидкостях.................... 83
3. Сепарация минералов..................................... 87
ЧАСТЬ ВТОРАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА МИНЕРАЛОВ РОССЫПЕЙ
Глава VII. Минералы тяжелой немагнитной фракции . . . ' . . . . 130
Глава VIII. Минералы тяжелой электромагнитной фракции...........219
Глава IX. Минералы магнитной фракции............................299
Глава X. Некоторые минералы легкой фракции......................302
Литература. . (...........................................312
Указатель минералов......................................... . .316
Кухаренко Александр Александрович
МИНЕРАЛОГИЯ РОССЫПЕЙ
Редактор В. Б. Татарский
Редактор издательства А. М. Поспелова
Технич. редактор О. А. Гурова
Корректор А. П. Гальцова
Сдано в набор 28/VI 1960 г. Подписано к печати 23 IX 1960 г.
Формат бумаги 70X108!/^, Бум. л. 10,0 Печ. л. 27,4 Уч.-изд л. 26,6
Т-11288 Тираж 5000 Зак. 418 Цена 2 р 06 к
Московская типография Госгортехнздата. Москва, Ж-88, Южно-портовый 1-й пр.,17
ОПЕЧАТКИ
Стра- ница Строка Напечатано Следует читать
11 18 сверху Дизанолит Дизаналит
51 16 снизу процессе процессы
61 13 сверху тел и более тел более
90 2 сверху (нигирин) (нигрин)
113 5 снизу Е В
114 5 сверху вкт KBiIt
117 табл. 14; графа 4; 2 снизу 2V 2V=(-)
118 табл. 14; графа 2; из насыщенного нейтраль- или слабого солянокислого
11 сверху ного раствора раствора
118 табл. 14; графа 4; 8 сверху Одноосный Двуосный
145 19 снизу висмутина реальгара
159 14 снизу не менее но менее
211 19 снизу фосфорит фосфоторит
277 29 снизу . . . [SiOii]2 • . . . . . [Si4On]2 . . .
284 11 сверху • • • А11я2—i,o(010 . . . • • Al1,2_1,f)O10} . . . . .. {(B3A13Si6O27)(OH)3!
290 16—17 сверху . . . {(Ba3Al3S6O„)(OH)3
290 10 снизу {0110} {0110}
293 18 снизу (111):(1Н) (lll)t(Ul)
296 11 сверху . - - [Si4]3O • • . [SiO4]3O
297 16 сверху {00} {100}
310 14 сверху целитового пелитового
317 22 снизу левый столбец Пьмонтнт Пьемонтит
317 17 снизу правый столбец Циозит Цоизит
Заказ 418